GEOLOGIA ESTRUCTURAL.pdf

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RED NACIONAL N ACIONAL UNIVERSITARIA

SYLLABUS Facultad de Ciencias y Tecnología Ingeniería de Gas y Petróleo

TERCER SEMESTRE Gestión Académica I/2012

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UDABOL UNIVERSIDAD DE AQUINO BOLIVIA Acreditada como PLENA mediante R. M. 288/01

VISION DE LA UNIVERSIDAD UNIVERS IDAD Ser la Universidad líder en calidad ca lidad educativa.

MISION DE LA L A UNIVERSIDAD Desarrollar la Educación Superior Universitaria con calidad y competitividad al servicio de la sociedad. MENSAJE AL ESTUDIANTE: ����������� ����������� �� �������� ��� ������� �� ��� ����� �� �� ����� ��� ������� ����������� �� ��� ��������� ������� ��� ������ ��� ������� ������� �� �� ������������� �� ��� �������� �� ��������� ���� ��������� ��� ��������� �� �� ��� ���� �������� ���� ��������� �� ������� �� ���� ���� ��� ��������� ����� ��� �������� �� ����������� � ��� ����� ����� ��� ������������ ��������� ��� ����� ���������� � ���������

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UDABOL UNIVERSIDAD DE AQUINO BOLIVIA Acreditada como PLENA mediante R. M. 288/01

VISION DE LA UNIVERSIDAD UNIVERS IDAD Ser la Universidad líder en calidad ca lidad educativa.

MISION DE LA L A UNIVERSIDAD Desarrollar la Educación Superior Universitaria con calidad y competitividad al servicio de la sociedad. MENSAJE AL ESTUDIANTE: ����������� ����������� �� �������� ��� ������� �� ��� ����� �� �� ����� ��� ������� ����������� �� ��� ��������� ������� ��� ������ ��� ������� ������� �� �� ������������� �� ��� �������� �� ��������� ���� ��������� ��� ��������� �� �� ��� ���� �������� ���� ��������� �� ������� �� ���� ���� ��� ��������� ����� ��� �������� �� ����������� � ��� ����� ����� ��� ������������ ��������� ��� ����� ���������� � ���������

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SYLLABUS Asignatura: Código: Requisito: Carga Horaria: Créditos: Docente:

I.-

3 Horas y 10 minutos Ing. Norma Z. Rodriguez Aramayo

OBJETIVOS OBJETIVO S DE LA ASIGNATURA: •

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II.

GEOLOGIA ESTRUCTURAL GLG 205 GLG 200

Establecer la importancia y aplicabilidad de la Geología Estructural en la Carrera de Ingeniería en Gas y Petróleo. Interpretar la Geología estructural de Bolivia Evaluar, mediante problemas y ejercicios los mecanismos de deformación de las rocas, y la aplicación de la brújula a problemas prob lemas de tectónica para la confección de planos. Desarrollar en los alumnos la capacidad para identificar e interpretar las estructuras que desplazan, deforman y modifican la posición especial de las rocas de la corteza y comprender su significado e importancia geológica, económica y Petrolífera. Interpretar y comprender los procesos geológicos que originan las estructuras que afectan las rocas de la corteza. Describir y discutir los modelos tectónicos globales. Analizar las magnitudes sobre esfuerzos y deformaciones Conocer la situación tectónica de Bolivia. Conocer los mapas geológicos de Bolivia Utilizar brújulas, notaciones y GPS, en el estudio y la solución de pr oblemas estructurales.

PROGRAMA ANALÍTICO DE LA ASIGNATURA UNIDAD I: CONCEPTOS Y MECANISMOS GENERALES DE LA DEFORMACION DE LAS ROCAS TEMA 1: CONCEPTOS Y OBJETIVOS 1.1.1.- Introducción 1.1.2.- Definición y conceptos 1.1.3.- Relación con otras técnicas 1.1.4.- Objetivos Generales de la Geología Estructural

TEMA 2: CARACTERISTICAS ESTRUCTURALES Y SUS MEDICIONES 1.2.1.- Definición de Estructuras Geológicas 1.2.2.- Posiciones de las Estructuras Geológicas 1.2.3.- Instrumentos de Medición

TEMA 3: PRINCIPIOS MECANICOS APLICADOS A LA FORMACION DE LAS ROCAS 1.3.1.- La Corteza Terrestre 1.3.2.- Fuerza 1.3.3.- Fuerzas Diferenciales 1.3.4.- Esfuerzo 3

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1.3.5.- Fuerza Litostática 1.3.6.- Deformación.

UNIDAD II: ANALISIS DE ESTRUCTURAS PRIMARIAS Y SECUNDARIAS TEMA 4: PLIEGUES Introducción 2.4.1.- Descripción de pliegues 2.4.2.- Asociación de pliegues 2.4.3.- Representación de pliegues 2.4.4.- Mecánica de plegamiento 2.4.5.- Causas de la formación de pliegues

TEMA 5: FALLAS Introducción 2.5.1.- Elementos de una falla 2.5.2.- Características de una falla 2.5.3.- Fallas activas e inactivas 2.5.4.- Clasificación de fallas de acuerdo a su movimiento 2.5.5.- Asociaciones de fallas

TEMA 6: DIACLASAS, CABALGAMIENTOS, DOMOS 2.6.1.- Diaclasas 2.6.2.- Cabalgamientos 2.6.3.- Domos

UNIDAD III: CAUSAS PARA LA FORMACION DE PLIEGUES Y FALLAS TEMA 7: ORIGEN POR PROCESOS TECTONICOS 3.7.1.- Introducción 3.7.2.- Procesos tectónicos a. Compresión horizontal b. Tensión horizontal c. Intrusión de magma d. Intrusión de sal e. Fuerzas verticales de origen no especificado

TEMA 8: PROCESOS NO TECTONICOS 3.8.1.- Introducción 3.8.2.- PROCESOS NO TECTONICOS a. rasgos estructurales formados cerca de la superficie, bajo la influencia de la gravedad a.1 Reptación de ladera a.2 Estructuras de Colapso a.3 Cambers a.4 Estructura de inclinación y falla a.5 Comba a.6 Deslizamiento de tierra a.7 Compactación diferencial de sedimentos 4

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b. Los relacionados con procesos químicos b.1Procesos químicos c. Relacionado con congelación c.1. Glaciación c.2. Deformación contemporánea

UNIDAD IV: LA GEOLOGIA ESTRUCTURAL Y SU RELACION CON EL PETROLEO TEMA 9: DEFINICIONES Y RELACIONES 4.9.1.- Clasificación de los Fenómenos Estructurales 4.9.2.- Métodos en la Geología estructural 4.9.3.- La geología estructural y el petróleo Origen y formación del petróleo Estructuras de acumulación del petróleo Trampas estratigráficas Trampas estructurales

TEMA 10: TRAMPAS PETROLIFERAS 4.10.1.- Trampas petrolíferas 4.10.2.- Exploración de depósitos hidrocarburíferos.

UNIDAD V: ANALISIS Y SOLUCION DE PROBLEMAS GEOLOGICOS ESTRUCTURALES PRACTICOS TEMA 11: EJERCICIOS DE LABORATORIO

5.11.1.- Perfil Topográfico Plano Topográfico Escala Cartográfica Elaboración de un Perfil a Partir de un Mapa Topográfico 5.11.2.- Elaboración de estratos Verticales, Horizontales y inclinados

III.- BIBLIOGRAFIA BASICA Y COMPLEMENTARIA     

Geología Estructural, Marland P. Billings, editorial EUDEBA, Cuarta Edición, Bs. As. Argentina 1974. Geología Estructural, L. U. de Sitter, Editorial OMEGA, Cuarta Edición, Barcelona 1976. Geología Estructural, V. Belousov, Editorial MIR, Segunda Edición, Moscú 1979 Elementos de Geología Estructural, Sherbon Hills, Editorial ARIEL, España Barcelona, 1977 La aplicación de la proyección estereográfica en geología estructural, Phillips F., Blume, 1975.



SERGEOTECMIN - YPFB, "Mapa Geológico de Bolivia”, 2001 COMIBOL, “Mapa de Yacimientos Mineros” 1980 Prefectura Dptal. de Oruro, “Mapa de provincias Políticas de Bolivia” 2003

 

  INTERNET, Varios apuntes de Geología Estructural

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IV. PLAN CALENDARIO SEMANA

DEL

AL

ACTIVIDADES

1ra.

05-mar

10-mar

Avance de materia

2da.

12-mar

17-mar

Avance de materia

3ra.

19-mar

24-mar

Avance de materia

4ta.

26-mar

31-mar

Avance de materia

5ta.

02-abr

07-abr

Avance de materia

6ta.

09-abr

14-abr

Avance de materia

7ma.

16-abr

21-abr

Avance de materia

8va.

23-abr

28-abr

Avance de materia

9na.

30-abr

05-may

Avance de materia

10ma.

07-may

12-may

Avance de materia

11ra.

14-may

19-may

Avance de materia

12da.

21-may

26-may

13ra.

28-may

14ta.

OBSERVACIONES

Inicio Primera Evaluación Parcial Conclusión Primera Evaluación Parcial

Presentación de Notas

Avance de materia

Inicio Segunda Evaluación Parcial

Presentación de Notas

02-jun

Avance de materia

Conclusión Segunda Evaluación Parcial

Presentación de Notas

04-jun

09-jun

Avance de materia

15ta.

11-jun

16-jun

Avance de materia

16ta.

18-jun

23-jun

Avance de materia

17ma.

25-jun

30-jun

Avance de materia

18va.

02-jul

07-jul

Inicio Evaluación Final

Presentación de Notas

19na.

09-jul

14-jul

Conclusión Evaluación Final

Transcripción de Notas

20va.

16-jul

21-jul

Evaluación del segundo turno/Cierre de Gestión

Transcripción de Notas

21ra.

23-jul

25-jul

Cierre de gestión

Presentación de Notas

FERIADOS 6 de abril

Viernes Santo

1 de mayo Día del Trabajo 7 de junio

Corpus Christi

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V. CONTROL DE EVALUACIONES

1°evaluación parcial Fecha Nota 2°evaluación parcial Fecha Nota Examen final Fecha Nota

APUNTES

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UNIDAD 1: CONCEPTOS Y MECANISMOS GENERALES DE LA DEFORMACION DE LAS ROCAS

TEMA 1: CONCEPTOS Y OBJETIVOS Generalidades 1.1.1.- Introducción 1.1.2.- Definición y Conceptos 1.1.3.- Relación con otras Ciencias 1.1.4.- Objetivos Generales de la Geología Estructural Generalidades.Las ciencias de la tierra, en especial la geología tiene gran influencia en el desarrollo de la sociedad, la misma fue creciendo paulatinamente, de las aplicaciones tradicionales más conocidas como son la investigación, exploración y explotación de los recursos naturales como los minerales, petróleos a estudios completos de obtención de aguas subterráneas. Actualmente la importancia de la geología abarca en el planteamiento, diseño y construcción de las obras de ingeniería. En síntesis, el estudio de la influencia de la misma como componente fundamental del "medio físico" sobre el que se desarrollan los procesos naturales cuyo estudio ha adquirido en nuestros días una importancia extraordinaria. En nuestro caso en la carrera de Ingeniería Petrolera, las materias Geológicas juegan un papel esencial en el aprendizaje de los alumnos, porque en el transcurso de sus estudios adquieren diversos conocimientos que sirve para un buen desempeño profesional. De acuerdo a los antecedentes, “El Ingeniero Petrolero debe tener la capacidad de interpretar los datos recibidos de parte de los Geólogos, Geofísicos, Químicos y Físicos, y desarrollar métodos óptimos para el desarrollo de los yacimientos haciendo uso de todas las tecnologías que tenga al alcance.”

1.1.1.- INTRODUCCION La Geología Estructural constituye uno de los pilares del conocimiento Geológico, su papel y significado ha variado a lo largo del tiempo presentado gran cantidad de sinónimos que actualmente llevan, en ocasiones, a cierto grado de confusión y cuya utilización suele depender del uso y la costumbre en las diferentes escuelas geológicas. El origen de la geología estructural viene de la Geodinámica, una de las tres ramas en las que se dividió la Geología a principios del Siglo XIX y que ha perdurado hasta mediados del siglo presente, las otras dos ramas serían la Geognosia y Geología Histórica. La Geodinámica es la rama encargada de la descripción de los procesos exógenos y endógenos que daban lugar a las estructuras y a los relieves de la tierra. La confusión acarreada por un término que abarcaba objetivos tan poco definidos y tan diversos hizo que se acuñasen dos nuevos términos que son sinónimos y que sirvieron para delimitar el cuerpo de doctrina que conocemos en la actualidad como Geología Estructural. Por un lado el término Tectónica (del griego tektos, constructor, arquitecto) fue 8

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definido por Nauman (1850) y por otro lado el del la Geología Estructural (del latín struere, construir= que fue creado por Geikie (1905) tiene la misma raíz, indicando que su objetivo es común. 1.1.2.- DEFINICION Y CONCEPTOS Una definición de los límites exactos de la geología estructural es un asunto académico de poca importancia práctica. Sin embargo un autor debe tomar decisiones arbitrarias sobre esta materia. Debe decidir por ejemplo qué temas están dentro de los campos de la estratigrafía  y de la sedimentación  y cuales interesan primordialmente al geólogo estructural. Se sugiere (Billings M.) que el origen de aquellos rasgos relacionados con los procesos de sedimentación no es parte de la geología estructural. Así, el origen de la estratificación y de las estructuras primarias (Ondulitas, laminación entrecruzada, etc.) le compete al sedimentólogo. Al geólogo estructural, sin embargo, le interesan estas características como herramientas para resolver las estructuras principales, que se pueden confundir con estructuras tectónicas. Además, la clasificación de las fallas es un problema perenne (perpetuo, eterno, inmortal, etc)

La geología estructural es el estudio de la arquitectura de la tierra, en tanto es determinada por movimientos terrestres. Tectónica y geología tectónica  son términos sinónimos de la geología estructural. Foto 1.- Relieve terrestre

Los movimientos que afectan las rocas sólidas resultan de fuerzas dentro de la tierra, que causan: • Pliegues.  Ondulación de una capa o estrato de amplitud y forma variable, que según sean las capas más antigua o más recientes, que se encuentran en el núcleo del pliegue tenemos un anticlinal o sinclinal, • Diaclasa. Una fisura en la roca. Litoclasa, • Fallas.  Ruptura de una superficie en dos o más bloques dislocados por movimientos diferenciales de desplazamiento más o menos vertical. Hay fallas de pocos centímetros a metros, pero también hay otros a lo largo de las cuales se han producido dislocaciones de miles de metros de rechazo, y • Clivaje. El movimiento del magma, debido a que con frecuencia está íntimamente asociado con el desplazamiento de rocas sólidas, es también un tema que está dentro del dominio de la geología estructural Breves Conceptos Geología estructural: Es el estudio de la disposición que por deformación adoptan masas de rocas sometidas a la acción de fuerzas tectónicas y procesos geológicos endógenos 9

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Estrato.- Masa de roca en forma de capa, de espesor aproximadamente uniforme, que constituye los terrenos sedimentarios. Se denominan concordantes a los que se superponen paralelos entre si; a los que forman ángulo con ellos discordantes. Tectónica: Parte de la Geología, que se ocupa de la estructura de la corteza terrestre, en especial de las líneas de perturbación, plegamiento, etc., y de los movimientos que son causa del relieve superficial de la corteza (epirogénesis, orogénesis, sismos, tectogénesis) 1.1.3.- RELACION CON OTRAS TECNICAS Los problemas estructurales en el trabajo de campo es con frecuencia, solamente una fase de una investigación geológica amplia, por ende la Geología Estructural está íntimamente relacionada con muchas otras ramas de las geociencias. Es fútil tratar de estudiar la estructura de las formaciones sedimentarias plegadas y falladas, sin poseer un conocimiento de: •

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Estratigrafía, esa fase de la geología que trata de la secuencia en la cual las formaciones han sido depositadas. La sedimentación, que trata de la deposición de las rocas estratificadas, puede ofrecer muchas evidencias sobre los acontecimientos tectónicos en áreas adyacentes a las cuencas en las cuales se acumula las rocas sedimentarias. Paleontología, la ciencia que estudia los seres vivos de épocas pasadas con objeto de reconstruir la constitución y la forma de vida de esos animales y plantas para sí elaborar una ordenación sistemática de los mismos y una datación de su desarrollo) que es el estudio de los fósiles, es indispensable al geólogo estructural que trabaja en rocas que contienen restos orgánicos. Petrología, ciencia que estudia la génesis de las rocas o petrogénesis. Petrogénesis, proceso de formación de rocas. Una materia que incluye la descripción sistemática de las rocas ígneas, metamórficas y sedimentarias, Fisiografía, es el estudio de la superficie de la tierra, para el geólogo estructural que estudia regiones de la actividad tectónica reciente, donde la topografía es una expresión bastante directa de la estructura. Aun en aquellas áreas donde la evolución tectónica ceso hace mucho tiempo, fisiográfica puede dar indicios importantes al geólogo estructural. La geofísica, la aplicación de la física a los problemas terrestres, se ha empleado con éxito en la resolución de muchos tipos de problemas estructurales. Además, es una fuente de nuestra información sobre el interior de la tierra, la fuente de la energía tectónica. La sismología, es una rama de la geofísica que trata de las terremotos y de la propagación de ondas elásticas a través de la tierra nos da la información más completa sobre el vasto interior terrestre que yace debajo de la delgada capa superficial visible para el geólogo estructural. La geoquímica la aplicación de los principios de la química a los problemas de la tierra, es especialmente significativa para el geólogo estructural que se ocupa del tema metamorfismo. La oceanografía especialmente la fase conocida como la geografía submarina está descubriendo muchos hechos excitantes sobre la topografía y la compasión de los fondos de los océanos hechos ya están revolucionando nuestra ideas sobre la estructura de la corteza terrestre. 10

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Es evidente en consecuencia, que la geología estructural está íntimamente entrelazada con otras fases de la geología y en algunos casos, con otras ciencias. Por lo tanto, el geólogo estructural debe estar familiarizado con el alcance y contenido de estos campos relacionados. No obstante, un estudio sistemático de estos campos esta fuera de las finalidades de este texto de ayuda para el estudiante. Geología Estructural y el Petróleo La estructura, es también el objetivo de sus investigaciones que al final deberá definirse con la interpretación de la tan anhelada trampa donde se puedan encontrar los hidrocarburos. Sin embargo muchas de estas tareas son efectuadas con estoicismo digno de admiración, puesto que para lograr las mismas es necesario soportar las inclemencias del tiempo, vencer la fatiga de subir quebradas y trepar cerros escarpados superando los peligros que siempre están al acecho. Fig. 1.- Modelo Idealizado de un Pozo Petrolífero La presencia de errores de concepción provocados por la ausencia de reconocimiento del terreno o bien a que el tipo de estructura se ha elegido, sin tener en cuenta condiciones que un estudio geotécnico hubiera puesto en manifiesto. 1.1.4.- OBJETIVOS DE LA GEOLOGIA ESTRUCTURAL El geólogo estructural se ocupa de tres problemas u objetivos estructurales; a.- ¿Cual es la estructura?, b.- ¿Cuando se desarrolló? c.- ¿Bajo qué condiciones físicas se formó? a.- Primer objetivo En general, la primera pregunta se debe responder antes. Es esencial determinar la forma y tamaño de los cuerpos de roca. ¿Son grandes masas tabulares, más o menos horizontales, que cubren decenas de kilómetros cuadrados? ¿Son masas tabulares que han sido plegadas con una longitud de onda de varios kilómetros y una amplitud de miles de metros? ¿O son grandes cuerpos cilíndricos de miles de metros de diámetro dos o tres kilómetros de profundidad? Foto 2.- Estructuras geológicas del relieve terrestre (Fallas y estratificación) 11

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El trabajo geológico de campo es indispensable para muchas de estas investigaciones, y este hecho es el que distingue a la mayoría de las fases de la geología de muchas de las otras ciencias. Debido a que la ubicación correcta de afloramientos es de mayor importancia, resulta esencial contar con mapas precisos. Se dispone de mapas topográficos para las regiones, y por medio de la topografía el drenaje, los caminos, cultivos, ferrocarriles, etc. es posible una ubicación exacta. En años recientes, las fotografías aéreas verticales se han ido haciendo cada vez más importantes en el trabajo geológico de campo. Estas fotografías, tomadas directamente desde arriba, son en su esencia, mapas. En algunos aspectos son superiores a los mapas topográficos, porque no solamente muestran todas las características naturales artificiales con gran exactitud, sino que revelan también muchos rasgos tales como los árboles, los bosques, campos abiertos y cercas que están generalmente indicados en mapas topográficos. Sin embargo, no tiene líneas de nivel; además, en zonas montañosas, la escala no es constante. En regiones de los cuales no se dispone de mapas o de fotografías aéreas apropiadas, puede ser necesario que el geólogo prepare su propio mapa de base, generalmente por los métodos de la plancheta. El estudio de la técnica de los métodos de campo esta fuera al alcance de esta materia, pero este tema esta tratado adecuadamente en otras materias y libros. El éxito del trabajo geológico de campo consiste en la acumulación de hechos significativos. En cada afloramiento, el geólogo registra cualquier dato que sea pertinente para su problema, y lo ideal sería que no visitara nunca un afloramiento por segunda vez. En particular, esto es cierto en áreas de difícil acceso, pero aun en regiones accesibles el trabajo de debe planear de tal modo que resulte innecesario una segunda visita a un afloramiento. El levantamiento geológico, cuando se hace bien, demanda habilidad y criterio (luego experiencia). Esta tarea requiere observación perspicaz y el conocimiento de los datos que son significativos. A medida que el trabajo de campo progresa y se comienza a desplegar el panorama geológico mayor, son esenciales la experiencia y el criterio para que el geólogo pueda evaluar con propiedad el vasto número de hechos reunidos en miles de afloramientos. Sobre todo, el geólogo de campo debe usar el método de la “hipótesis múltiples de trabajo” para deducir la estructura geológica y, mientras va desarrollando su tarea y progresa, debe concebir tantas interpretaciones como sean consistentes con los hechos conocidos. Debe entonces formular pruebas para esas suposiciones, verificándolas con datos ya obtenidos, o haciéndolo en el futuro con nuevos antecedentes. Muchas de estas interpretaciones serán abandonadas, se desarrollaran otras nuevas, y aquellas aceptadas finalmente pueden parecerse muy poco a las hipótesis consideradas al comienzo del trabajo de campo. Nada es más ingenuo que creer que un geólogo de campo debe reunir solamente “hechos”, cuya explicación debe hacerse posteriormente. Mediante sus innumerables interpretaciones de ensayo, el geólogo de campo conocerá como evaluar los hechos; además, estas hipótesis lo conducirán a afloramientos críticos que, de otra manera, podría no haber visitado nunca. Por el contrario, el geólogo de campo no debe permitir nunca que sus hipótesis temporarias se conviertan en teorías dominantes, haciéndolo incapaz de ver hechos contradictorios. Aunque en el pasado mucha información estructural se reunió por observación directa, ya sea sobre la superficie de la tierra, en canteras, o en minas, una proporción 12

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progresivamente mayor de nuestros datos se recoge de las profundidades de la tierra por medios indirectos. El geólogo de petróleo, en particular, ha obtenido grandes cantidades de datos estructurales del estudio de perforaciones y de datos geofísicos. En realidad, durante las últimas décadas se ha desarrollado todo un nuevo campo de la ciencia; la Geología del Subsuelo, la misma no solo implica a la geología estructural, sino también paleontología, sedimentación y métodos geofísicos. Las fotografías aéreas son no solo de gran valor como mapas de base sobre los cuales se representan los datos geológicos, sino que en muchas áreas muestran en forma notable la estructura. Rasgos estructurales tales como pliegues, diaclasas, fallas y estructuras de rocas plutónicas, pueden ser observados claramente. Además, en circunstancias favorables se pueden obtener datos cuantitativos sobre la posición de la estratificación. En estudios de reconocimiento de regiones poco conocidas, las fotografías aéreas son indispensables, y aun en regiones que han sido estudiadas varias veces se pueden observar rasgos estructurales previamente insospechados. El uso de las fotografías aéreas en el trabajo geológico está dedicado en otra materia. b.- Un segundo objetivo El segundo objetivo del geólogo estructural es relacionar la estructura con alguna cronología. Una fase de este estudio es determinar la secuencia en la cual se desarrollaron los rasgos estructurales. Por ejemplo, puede, encontrar un anticlinal, una falla y un dique ¿Cuáles son sus edades relativas? El anticlinal puede ser el más antiguo y el dique el más joven. Es también posible que la falla sea la más antigua y el anticlinal el más joven. Hay también otras posibilidades. En algunas áreas, la secuencia puede ser extremadamente compleja. El geólogo estructural está interesado no solo en la secuencia de los eventos tectónicos en el área que está estudiando, sino que también quiere integrarlos con la historia geológica de la tierra en su totalidad. Quiere datar su estructura, es decir, determinar el periodo geológico en el cual se formó, o, mejor, aún, determinar en qué parte del periodo geológico se desarrolló. En la práctica, datar detalladamente es a menudo muy difícil. En rocas más jóvenes que el comienzo del periodo Cámbrico, los fósiles son una ayuda inapreciable para correlacionar eventos geológicos. c.- Tercer Objetivo Un tercer objetivo es determinar los procesos físicos que produjeron la estructura observada. ¿Cuáles fueron la Temperatura y la Presión en el tiempo en que se formo la estructura, y cuál fue la distribución de los esfuerzos? Como se ha señalado es necesario contestar preguntas como éstas antes de tratar de inferir las causas últimas. Sin deducir la distribución de los esfuerzos en el momento en que se formo la estructura, es difícil decidir si un pliegue dado fue el resultado de la contracción de la tierra, de corrientes de convección subcrustales, o de la inyección forzada del magma. Estos estudios implican conocimientos de dinámica. Por desgracia, este enfoque ha sido calamitosamente descuidado en geología estructural. 13

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La geología experimental proporciona datos significativos para la comprensión de los procesos tectónicos. En muchos de estos estudios han sido investigadas las propiedades físicas de las rocas, pero por lo general no ha sido posible simular condiciones naturales. Sin embargo, se han efectuado unos pocos experimentos en los cuales las condiciones de laboratorio se aproximaban estrechamente a las que se encuentran en la naturaleza. En otro tipo de experimento se ha intentado reproducir estructuras geológicas en pequeños modelos, u observar las estructuras que resultan de la aplicación de fuerzas conocidas. Un ejemplo clásico es la formación de pliegues cuando se comprimen lentamente capas de materiales apropiados con un pistón movible. No obstante, la significación de muchos de estos experimentos es cuestionable, porque en muchos casos el investigador cambio repetidamente, ya sea los materiales o las condiciones del experimento, hasta que obtuvo los resultados que deseaba. Es posible, sin embargo mediante el uso de seguros principios de ingeniería, construir modelos pequeños en escala que simulen las condiciones naturales. En Síntesis: Estudio de la estructura de la corteza terrestre o de una determinada región, mediante el siguiente procedimiento: a) Levantamiento de las foliaciones (planos geológicos) b) Análisis de la deformación tectónica de las rocas presentes c) Reconocimiento de las estructuras tectónicas en un sector (fallas, diaclasas)

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UNIDAD 1: CONCEPTOS Y MECANISMOS GENERALES DE LA DEFORMACION DE LAS ROCAS

TEMA 2: CARACTERISTICAS ESTRUCTURALES Y SUS MEDICIONES 1.2.1.- Definición de Estructuras Geológicas 1.2.2.- Posiciones de las Estructuras Geológicas 1.2.3.- Instrumentos de Medición 1.2.1.- DEFINICIONES DE ESTRUCTURAS GEOLOGICAS De acuerdo al los procesos geológicos que tuvieron lugar en nuestro planeta, se observan estructuras resultantes, esencialmente observables en las rocas de nuestra corteza terrestre. Las Foliaciones, que en esencia son planos de orientación de varios tipos presentes en

las rocas solidas. Las mismas se clasifican de acuerdo a su origen en Foliaciones Primarias y Secundarias:

Fig. 2.- Clasificación de foliaciones

Las foliaciones primarias de origen sedimentario (estratificación y las estructuras sedimentarias), de origen magmático (flujos laminar del magma o planos de origen tectónico y grietas de enfriamiento). Es decir, que antes de la litificación se forman las foliaciones primarias. Las fuerzas tectónicas afectan las rocas después de la litificación. Además en varios sectores del mundo se encuentran más de una fase tectónica. Significa que los planos secundarios (Diaclasas, Fallas, esquistosidad) tienen su origen después de la litificación, pero puede ser que eso ocurrió en distintas épocas. Otras foliaciones de origen no-tectónico: Grietas de enfriamiento, Estructuras sedimentarias como grietas de resecación. Para estudios en la geología estructural es muy importante diferenciar entre foliaciones primarias y estructuras generadas por fuerzas tectónicas (foliaciones Secundarias).

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Son ondulaciones producidas en las rocas mientras se encuentran en su estado plástico; Los

pliegues, 

Fig. 3.- Pliegues

Sus dimensiones van de centímetros a cientos de km. Los pliegues se producen preferentemente en los bordes compresivos de las placas, es decir, en las zonas de subducción, y en general a importante profundidad. Muchas rocas que en la superficie terrestre se comportan frágilmente, pasan en la profundidad al comportamiento dúctil, plegándose frente a esfuerzos de compresión y cizalla, ya que la mayor presión y temperatura que existen en el subsuelo, favorecen la deformación plástica de las rocas. Para un tipo de roca dado el estudio de la geometría de los pliegues puede informarnos de modo aproximado sobre el mecanismo de formación y la profundidad a que se ha originado 1.2.2.- CARACTERISTICAS ESPACIALES DE LAS ESTRUCTURAS GEOLÓGICAS Las estructuras geológicas como ser las foliaciones  y pliegues   presentan características espaciales las mismas son: a. Rumbo.

El rumbo se puede definir como línea que resulta por la intersección del plano geológico por un plano horizontal. Se puede imaginarse una superficie de agua (que es siempre horizontal), se hunde el plano hasta la mitad, la línea hasta donde se mojo el plano será el rumbo

Fig. 4.- Identificación del Rumbo

b. Buzamiento

El buzamiento o manteo es el ángulo entre el plano geológico y el plano horizontal. c. Dirección de Inclinación La dirección de inclinación marca hacia donde se inclina el plano, o la proyección horizontal de la línea del máximo pendiente.

Fig. 5.- Identificación de Buzamiento y Dirección de Inclinación

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FIG. 6.- IDENTIFIACION DE RUMBO, BUZAMIENTO Y DIRECCION DE INCLINACION EN UN ESTRATO

1.2.3.- INSTRUMENTOS DE MEDICIÓN La brújula Brunton o brújula de geólogo, es un equipo diseñado para obtener orientaciones gracias al campo magnético terrestre, posee una aguja imantada que se dispone en la misma dirección que las líneas de magnetismo natural del planeta. Este equipo se usa para medir orientaciones geográficas, triangular una ubicación, medir lineaciones estructurales, planos y lugares geométricos de estructuras geológicas.

Fig. 7.- Partes de una Brújula

Medición.

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Para la lectura de la dirección en la brújula existe 2 métodos muy utilizados el Azimutal , que parte del 0º a 360º en sentido horario (circulo completo) y el Rumbal , que parte el circulo en 4 cuadrantes partiendo en 0º en el Norte y Sur respectivamente hasta 90º al Este y Oeste. CIRCULO COMPLETO

TIPO AMERICANO

dir / mt

dir= dirección de inclinación (puede ser 0-360º) mt= manteo (puede ser 0-90º)

N rb E; mt di N rb W; mt di

rb: rumbo entre 0-90º mt: manteo entre 0-90º di: dirección de inclinación en letras

Procedimiento de toma de datos con la brújula.

El método de obtención de datos se lo realiza de la siguiente forma: PROCEDIMIENTO •

•

•

•

Foto 3.- Medición del rum bo de una estructura geológica

Colocar la brújula junto a la roca en dirección del rumbo de la misma (no despegar la parte lateral de la roca) Nivelar de forma horizontal la brújula con la ayuda de la burbuja del nivel esférico Una vez nivelada esperar un tiempo hasta que la aguja se inmovilicé. Anotar la lectura de la aguja imantada (Blanca), de forma azimutal o rumbal:

Ejemplo Azimutal: Rumbal:

N 30º; N 120º; N 250º N 30º E; S 60º E; S 70ºW 18

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Medición del Buzamiento.

PROCEDIMIENTO Se ubica la línea máxima de pendiente de la estructura geológica, en donde se ubica la brújula de forma lateral (del lado de la escala de clinómetro). •  Con ayuda del vernier del clinómetro nivelar el mismo. • Anotar la lectura obtenida en la escala del clinómetro. • Estimar la dirección del Bz. de la misma forma de la lectura del rumbo. •

Fig. 6.- Medición del Buzamiento

Datos Técnicos.

Existen lamentablemente varias maneras para definir un plano geológico. En la misma manera no hay un concepto único en las notaciones. Importante es el uso correcto de un tipo de notaciones, sin mezclar con los demás. Se prefiere notaciones simples para no complicar el traspaso a la computadora. Existen dos tipos de notaciones de datos técnicos: a) Circulo completo: dirección de inclinación/manteo (ej. 320/65) El tipo de notación más fácil y más eficiente. Solo dos números permiten la descripción de cualquier plano: Dip direction/Bz Dip direction = valor azimutal de la dirección de la inclinación Bz = Ángulo de la inclinación de la estructura con un plano horizontal. Ej.: Fig. 7.- Circulo completo

120/80º

Este tipo de notación es fácil y rápido por tener solo dos números. Es muy recomendable usar este tipo de notación. No hay tantos errores a gracias de una definición fácil y única.

b) Tipo americano: N rumbo E/W; manteo dir. (Ej. N50E;65NW) 19

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El tipo de notación tipo americano: Rumbo/Bz dir Rumbo = dirección de la estructura en cuadrantes. Bz dir = Ángulo de la inclinación de la estructura con un plano horizontal, además de la dirección de la inclinación. Ej.: N 60º E/80º SE El uso de este tipo de notación siempre necesita atención y sería mejor verificar los datos tomados o traspasados (especialmente en la tarde).

Fig. 8.- Circulo por cuadrantes

*Simbología (practica)

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UNIDAD 1: CONCEPTOS Y MECANISMOS GENERALES DE LA DEFORMACION DE LAS ROCAS

TEMA 3: PRINCIPIOS MECANICOS APLICADOS A LA FORMACION DE LAS ROCAS 1.3.1.- La Corteza Terrestre 1.3.2.- Fuerza 1.3.3.- Fuerzas Diferenciales 1.3.4.- Esfuerzo 1.3.5.- Presión Litostática 1.3.1. LA CORTEZA TERRESTRE En la corteza terrestre la materia se manifiestan en sus tres estados; el estado Solido , que es el más relacionado a los estudios de la geología estructural, por ser este el estado que caracteriza a la corteza terrestre. Los estados Liquido  y Gaseoso   son importantes solamente por su existencia en los poros y en las fracturas de las rocas, llegando a modificar el comportamiento de la materia solida. La propiedad principal que identifica a los sólidos es la Rigidez . A su vez la materia solida en la corteza terrestre se subdivide en: •

Materia Solida Cristalina . Donde se observa que la red de átomos perfectamente

ordenados y que siguen las leyes de cristalografía. Ej.: el Cuarzo Si O 2

•

Materia Solida No Cristalina . Donde no existe un ordenamiento en los átomos. Y

pueden ser de dos clases: Amorfos, sin forma. Ej.: el Ópalo Si O2: Vidrios, son líquidos pero sobre enfriados. Ej.: la Obsidiana

La materia solida en la corteza está constituido por rocas ya sean estas ígneas, metamórficas y sedimentarias. A la geología estructural le interesan las propiedades mecánicas de las rocas y no la génesis de estas, aunque es necesario indicar que su origen determina indirectamente las propiedades que influyen en el comportamiento de estas. 1.3.2 FUERZA Se define fuerza como una magnitud vectorial que tiende a producir un cambio en el movimiento de un cuerpo o en su estructura interna, es decir, tiende a producir una deformación. Cuerpo:

Se puede graficar, mediante el símbolo de una flecha definida por su dirección y magnitud. Existiendo las siguientes fuerzas: •

Las Fuerzas No Equilibradas . Producen un cambio en el movimiento de un

cuerpo.

21

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Incrementa la velocidad, o sea tiene Aceleración V1 •

V2

V3

Las Fuerzas Equilibradas . No producen cambios en el movimiento del cuerpo.

Velocidad constante, o sea no tiene Aceleración V1

V2

V3

Estructura Interna:

Debido a su carácter vectorial, varias fuerzas actuando sobre un mismo punto pueden combinarse o sumarse en una sola y similarmente una fuerza puede considerarse que está compuesta de varias y puede descomponerse en ellas. Hay dos tipos de fuerzas: del cuerpo (o másicas) y de superficie. •

Las fuerzas del cuerpo o másicas, están en relación directa con la masa del

cuerpo al cual se aplican, aunque su origen puede ser debido a causas externas. Son fuerzas del cuerpo las inducidas por la gravedad, la centrífuga o las creadas por campos magnéticos, por ejemplo. Sólo la gravedad es importante en los procesos que dan lugar a deformaciones de las rocas.

•

Las fuerzas de superficie, dependen siempre de causas externas al cuerpo y no

guardan ninguna relación con la masa del mismo. Se llaman así porque se puede considerar que son aplicadas a una superficie del cuerpo. Las fuerzas de superficie se subdividen en simples (Tracción y Compresión) y compuestas (Acción de Cupla y Torsión). (Ver Fuerzas Diferenciales)

Ejemplos: Si se saca una muestra de roca estratigráfica en forma de prisma, se observara como influye la génesis en el comportamiento mecánico de las rocas, si a esta le aplicamos una fuerza de tracción:

Si la fuerza es perpendicular a los estratos el fracturamiento es más rápido.

Si la fuerza es paralela a los estratos el fracturamiento es más lento.

Fig. 9.- Fuerzas aplicada a prisma de rocas 22

G E O L O G I A

E S T R U C T U R A L

1.3.3. FUERZAS DIFERENCIALES. DIFERENCIALES. Se llaman fuerzas diferenciales cuando las fuerzas que actúan sobre una superficie de un cuerpo no son de igual magnitud en todos sus planos. Sobre un determinado cuerpo de roca pueden existir los siguientes tipos de acciones de fuerzas diferenciales. diferenciales.

CLASIFICACION DE FUERZAS DIFERENCIALES a) Cuerpo de roca sometida a Tracción o Tensión . Cuando la roca está sujeta a fuerzas externas que tienden a dividirla. b) Cuerpo de roca sometida a Compresión . Cuando está sujeta a fuerzas externas que tienden a comprimirla. c) Cuerpo de roca sometida a la Acción de Cupla . Cuando se aplica fuerzas externas de igual magnitud sobre un mismo plano, pero no a lo largo de una misma recta. Ocasionan rotación. d) Cuerpo de Roca sometida a Torsión . Cuando la roca es sometida a la acción de fuerzas externas que actúan en direcciones opuestas, pero en distintos planos. Ocasionan retorcimien r etorcimiento. to. Unidades de Medida.

La fuerza en los sistemas Cegesimal e Internacional no es una unidad fundamental, sino que la unidad fundamental es la masa (gr y kg respectivamente). La Unidad de fuerza en cada uno se define como “la fuerza que es necesario aplicar a un cuerpo de masa unidad para que adquiera una aceleración igual a una unidad de longitud por cada unidad de tiempo elevada al cuadrado” :

En el Sistema Cegesimal (c.g.s), es la dina: En el Sistema Internacional (S.I. ó M.K.S.) es el newton (N):

1 dina = 1 gr · cm/seg 2 1 newton = 1 kg · m/seg 2

Para conversiones se tienen la siguiente igualdad:

1 newton = 105 dinas.

En el Sistema Técnico o Terrestre la fuerza es una unidad fundamental, a diferencia de los dos anteriores: anteriores: 23

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“1 kilo fuerza o kilopondio se define como la fuerza con la cual la Tierra atrae en cualquier lugar del mundo a un cuerpo cuya masa es de 1 kg”   (en el Sistema

Internacional). Esa fuerza le haría adquirir una aceleración de 9,81 m/seg 2  si cayera libremente en el vacío. La equivalencia con el S.I. es la siguiente: 1 kilo fuerza = 9,81 newton

Esto es debido a que un newton es la fuerza necesaria para someter a una masa de 1 kg a una aceleración de 1 m/seg 2 y un kilo fuerza es la fuerza necesaria para someter a una masa de 1 kg a una aceleración de 9,81 m/seg 2. La masa es una unidad secundaria en el Sistema Técnico: la Unidad Técnica de Masa  (U.T.M.) se define como la masa de un cuerpo que pesa 9,81 kilos fuerza en cualquier lugar del mundo, es decir: 1 U.T.M. = 9,81 kg (masa). 1.3.4. ESFUERZO. El esfuerzo («stress») se define como la fuerza por unidad de superficie que soporta o se aplica sobre un plano cualquiera de un cuerpo.  = dF/dS

σ

Es decir, es la relación entre la fuerza aplicada (dF) y la superficie sobre la cual se aplica (dS). Es importante comprender esta relación entre fuerza aplicada y superficie sobre la que se aplica: una fuerza aplicada a un cuerpo es la misma con independencia de la superficie del mismo sobre la cual se aplique. De hecho, se aplica a todo el cuerpo y, por tanto, a todas las infinitas superficies contenidas en él, aunque nosotros podemos considerar su efecto sobre una o varias en particular. En cambio, esa misma fuerza no genera el mismo esfuerzo sobre cada una de las superficies del cuerpo, pues al variar la superficie, superficie, varía la relación fuerza / superficie, que es el esfuerzo (Figuras 10 - 11).

Figura 11.- Un buen ejemplo del concepto de esfuerzo. Para la misma fuerza ejercida, una mayor superficie produce un menor esfuerzo en el hielo evitando el accidente. Figura 10.- El daño producido por el jugador de futbol americano al contrario, ejerciendo la misma fuerza (su peso), depende de la superficie sobre la que ésta sea aplicada. 24

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El esfuerzo es la acción y reacción mutua, a lo largo de una superficie por efecto de la aplicación de una fuerza externa. F

A lo largo de cualquier plano imaginario (s1, s2, s3) dentro de un cuerpo de roca, por efecto de la acción de fuerzas externas aplicadas (F), se originan esfuerzos internos en la roca. Las cuales pueden ser de 2 tipos:

S1

S1

S1

F Ec

En

• Ec

En F

S1

• S1

Esfuerzos Normales  (En o

σ).

Perpendicular al plano o superficie. Esfuerzos de Cizalla  (Ec o τ). Llamadas también esfuerzos de corte paralelo al plano o superficie.

S1

F

Fig. 12.- Clases de Esfuerzos

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. Fig. 12 Esta descomposición da lugar a las componentes del esfuerzo, que se llaman respectivamente respecti vamente normales 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 tensional, 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. No confundir esfuerzo como sinónimo de fuerza. Unidades de Medida.

Las unidades de esfuerzo se definen como la unidad de fuerza en cada sistema dividida por la unidad de superficie: En el Sistema Cegesimal, es la baria :

1 baria = 1 dina/cm 2

Esta unidad representa un esfuerzo demasiado pequeño para ser usada en geología, utilizándose generalmente sus múltiplos denominados bar y kilobar: 1 bar = 10 6 barias 1 kbar = 10 3 bar = 109 barias En el Sistema Internacional, la unidad es el pascal (Pa): 1 pascal = 1 newton/m 2 Esta unidad es también pequeña, por lo que se usan sus múltiplos megapascal y gigapascal: 25

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1 MPa = 10 6 Pa 1 GPa = 10 9 Pa Para conversiones se tienen que:

1 Pa = 10 barias, 1 MPa = 10 bars 1 GPa = 10 kbars.

Una unidad de esfuerzo usada a veces en Geología es la atmósfera, que es el esfuerzo ejercido sobre su base por una columna de mercurio de 76 cm de altura, que equivale: 1 Atm = 1,033 kilos fuerza/cm 2 Corresponde aproximadamente a la presión atmosférica media al nivel del mar. Su equivalencia es la siguiente: 1 Atm = 1,01337 bars Que son aproximadamente 1 bar = 0,1 MPa. 1.3.5 FUERZA LITOSTATICA Dado que existen fuerzas del cuerpo y fuerzas de superficie, los esfuerzos causados por esas fuerzas serán de distintos tipos. En Geología, nos interesan los esfuerzos causados en las rocas por la gravedad y los que son causados por fuerzas independientes de la masa del cuerpo en cuestión, es decir, fuerzas de superficie, tal como las habíamos definido previamente. La gravedad crea el esfuerzo llamado presión litostática, que es el esfuerzo que sufre un determinado punto de la Tierra debido al peso de las rocas que tiene encima.

Fig. 13.- Fuerza litostática hace que disminuya su volumen de los cuerpos

Puede establecerse una comparación con la presión hidrostática en los líquidos, que es igual al esfuerzo creado por la columna de líquido que hay encima de un determinado punto del mismo. La presión hidrostática es igual en todas las direcciones, de forma que no sólo actúa en la vertical. Esto puede comprobarse sumergiendo un pequeño globo esférico inflado de gas en una piscina o tanque: el globo va perdiendo volumen al ser sumergido, debido a la presión que ejerce el líquido, pero su forma sigue siendo esférica, lo que indica que se comprime en todas direcciones por igual. La intensidad de la presión litostática varía de acuerdo a la profundidad: 26

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A > Prof. > Presión Litostática 

Se supone que la presión litostática origina un aumento en la densidad de las rocas y una disminución en el volumen. La presión litostática se calcula mediante la fórmula: P l = ρ · g · z Donde ρ es la densidad media de las rocas que hay por encima del punto, g el valor de la aceleración de la gravedad y z la profundidad. Por Ejemplo, a 1 km de profundidad, asumiendo una densidad media de las rocas de 2,6 gr/cm3, la presión litostática será: P l = 2,6 gr/cm 3 · 981 cm/seg 2 · 105 cm = 2550,6 · 10 5 barias = 255 bars. La presión litostática en la base de una corteza continental normal de unos 35 km de espesor es, aproximadamente, de 10 kbars o 1 Gpa. La presión litostática no suele ser de tipo hidrostático, salvo que las rocas se comporten como líquidos, lo cual sucede en los magmas. En general, por tanto, el esfuerzo en la dirección vertical al que está sometido un punto de la Tierra en profundidad, es igual a la presión litostática, mientras que el esfuerzo en cualquier otra dirección, suele ser diferente. Las diferencias dependen mucho de las propiedades mecánicas de las rocas y, así, a grandes profundidades, donde las rocas están muy calientes y sometidas a una gran presión, se comportan casi como líquidos y, por ello, las diferencias de presión en unas direcciones u otras son mínimas. En general, se admite que las deformaciones son tan lentas en Geología, que puede considerarse que en un instante dado, los cuerpos están en equilibrio. Puede, por tanto, aplicárseles la tercera ley del movimiento de Newton, según la cual, para un cuerpo en reposo o en movimiento constante, para cada acción (fuerza) existe una reacción igual en magnitud y dirección y de sentido contrario. Por lo tanto, se puede considerar siempre el esfuerzo como causado por una pareja de fuerzas compuestas, tensiónales o compresivas, o bien una cupla, actuando sobre una superficie. Esto vale para la presión litostática y para los esfuerzos causados por fuerzas de superficie. Las rocas en el interior de la corteza terrestre están permanente y constantemente sujetas a la acción de fuerzas de las más diversas índoles, a esto se lo conoce como fuerza litostática o presión litostática, que simplemente, es la presión no dirigida que ha determinada profundidad ejerce el peso de una columna de rocas supra yacentes.

27

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1.3.5 DEFORMACION.

“La deformación de un cuerpo es el cambio de su forma o volumen bajo la influencia de fuerzas externas”

Fig. 14.- Proceso de deformación de un cuerpo

Cuando fuerzas externas están actuando sobre un cuerpo, decimos que el cuerpo está sometido a esfuerzo. El cambio en la forma del cuerpo debido al esfuerzo es llamado deformación. El cuerpo experimenta normalmente tres etapas: inicialmente deformación elástica, luego deformación plástica y finalmente deformación frágil (fractura). LAS TRES ETAPAS DE LA DEFORMACION

Fig. 15.- Etapas de deformación 28

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•

•

•

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Deformación elástica. Cuando se aplica esfuerzo al cuerpo, este presenta una deformación elástica. Si el esfuerzo es liberado el cuerpo retorna a su forma y tamaño original. Deformación plástica. Durante todas las deformaciones existe un límite de elasticidad que si se supera, el cuerpo pasa a la etapa de una deformación plástica. Si el esfuerzo es liberado veremos que el cuerpo no regresa a su forma y tamaño original. Así el cuerpo ha experimentado una deformación permanente. Fractura. Sin embargo, si el esfuerzo se incrementa, el cuerpo eventualmente se fracturará.

En Geología la deformación que ocurre antes de la fractura (deformación elástica y plástica) es llamada deformación dúctil . Cuando el material se fractura, decimos que ha experimentado deformación frágil . Esta deformación que ocurre en la naturaleza depende de varios factores: La temperatura

El aumento de temperatura le da plasticidad a la roca mientras que su disminución la hace rígida. La temperatura aumenta con la profundidad. Ej.:

 

Se aplica esfuerzo a una vela a temperatura ambiente, la misma presenta rotura (deformación frágil)

Fig. 16.- Vela aplicada a un esfuerzo

Si aumentamos la temperatura 45º C  volvemos a aplicar el esfuerzo a la vela presenta una deformación plástica (dúctil) Fig. 17.- Vela aplicada a un esfuerzo

Factores de plasticidad y rigidez de las rocas.

Son los factores que influencian el comportamiento mecánico de la roca, a saber: La presión confinante.

Con la profundidad aumenta la presión confinante y las rocas, que en la superficie son rígidas, en la profundidad pueden comportarse plásticamente. Así aumenta el esfuerzo de ruptura y se facilita la deformación dúctil. Contenido en fluido de la roca.

La arcilla seca es rígida pero mojada es plástica. Por analogía la humedad disminuye la rigidez de las rocas y aumenta su plasticidad. La presencia de fluidos como el incremento de la temperatura aumenta el campo de deformación, reduciendo la respuesta elástica y desplazando el límite de rotura a esfuerzos cada vez mayores. 29

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El tiempo de actuación de la fuerza.

Se asocia a éste factor la velocidad de deformación de las rocas; si la velocidad de deformación es alta y por lo tanto el tiempo breve, el material responde con rigidez, en el caso contrario responderá plásticamente. Debe tenerse en cuenta que la unidad de tiempo geológico es el millón de años. Composición y estructura de la roca.

Este factor alude a la isotropía o anisotropía del material. Por la isotropía la roca puede ser competente y tener la capacidad de absorber esfuerzos sin deformarse, por consiguiente es rígida; por la anisotropía es lo contrario pues se deforma expresando su plasticidad.

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UNIDAD 2: ANALISIS DE ESTRUCTURAS PRIMARIAS Y SECUNDARIAS

TEMA 4: PLIEGUES Introducción 2.4.1.- Descripción de pliegues 2.4.2.- Asociación de pliegues 2.4.3.- Representación de pliegues 2.4.4.- Mecánica de plegamiento 2.4.5.- Causas de la formación de pliegues INTRODUCCION El Pliegue producto del plegamiento , es una deformación de las rocas, generalmente sedimentarias, en la que elementos de carácter horizontal, como los estratos o los planos de esquistosidad (en el caso de rocas metamórficas), quedan curvados formando ondulaciones alargadas y más o menos paralelas entre sí. Los pliegues se originan por esfuerzos de compresión sobre las rocas que no llegan a romperlas. En cambio, cuando sí lo hacen, se forman las llamadas fallas.

Foto 4.- Pliegues

Por lo general se ubican en los bordes de las placas tectónicas y obedecen a dos tipos de fuerzas: 

Fuerzas Laterales , originados por la propia interacción de las placas



Fuerza Verticales , como resultado del levantamiento debido al fenómeno de

(convergencia) y

subducción a lo largo de una zona de subducción más o menos amplia y alargada, en la que se levantan las cordilleras o relieves de plegamiento.

31

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Fig. 18.- Tipo de esfuerzo Vs Tipo de Deformación

2.4.1. DESCRIPCION DE LOS PLIEGUES Elementos de un pliegue:

Fig. 18.- Pliegue y sus partes •

Charnela. Zona de mayor curvatura del pliegue.

•

Línea de charnela.  Línea que une los puntos de mayor curvatura de una

•

superficie del pliegue, también recibe el nombre de eje del pliegue . Plano axial. Plano que contiene todas las líneas de charnela y divide al pliegue en dos partes iguales llamadas flancos o limbos. 32

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•

Núcleo. Parte más comprimida y más interna del pliegue.

•

Flancos. Mitades en que se divide un pliegue con el plano axial.

•

Angulo de Vergencia.  Angulo que forma el plano axial con relación a dirección

norte – Sur. 2.4.2. ASOCIACION DE LOS PLIEGUES Características de un pliegue:

Fig. 19.- Inmersión del pliegue

Fig. 20.- Dirección y Buzamiento

•

Inmersión. Angulo que forman una línea de charnela y el plano horizontal.

•

Dirección. Ángulo formado entre un eje del pliegue y la dirección norte - sur.

•

Buzamiento. Ángulo que forman las superficies de los flancos con la horizontal.

Tipos de pliegues Los pliegues se pueden clasificar atendiendo a varias características: A. Por su forma

Anticlinales : curvados hacia arriba (forma de

A). El núcleo se encuentra en la parte inferior y es el estrato más antiguo del pliegue. Sinclinales : curvados hacia abajo (forma de

U). El núcleo se encuentra en la parte superior y es el estrato más moderno del pliegue. Fig. 21.- Pliegue por su forma

33

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B. Por su simetría

Fig. 21.- Pliegue por su forma

Simétricos con respecto al plano axial Asimétricos con respecto del plano axial. C. Por la inclinación del plano axial o

o

Fig. 22.- Rectos o

o

o

Fig. 23.- Inclinados y Recumbentes

Rectos: el plano axial se encuentra en posición vertical. Inclinados: el plano axial se encuentra inclinado. (A) Recumbentes: el plano axial se encuentra muy inclinado u horizontal. En estos casos se puede producir una inversión del registro estratigráfico. (B)

D. Por el espesor de sus capas o

o

Isópacos: sus capas tienen un espesor uniforme. Anisópacos: Sus capas no tienen un espesor uniforme.

Isópacos

Anisópacos

34

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E. Por el ángulo que forman sus flancos

Isoclinales: sus flancos son paralelos. (Oº) Apretados: los flancos forman un ángulo agudo. (0-30º Apretados; 30º70º Cerrados) Suaves: los flancos forman un ángulo obtuso. (70º-120º Abierto; 120º-180º Suave) o

o

o

Fig. 22.- Rectos

Asociaciones de pliegues Los pliegues no se suelen encontrar aislados, sino que se asocian. Las asociaciones más sencillas de pliegues son: • •

•

Isoclinorio: los ejes de los pliegues son paralelos. Anticlinorio: los ejes de los pliegues convergen por debajo del pliegue, de modo que el conjunto de pliegues tiene forma de anticlinal. Sinclinorio: los ejes de los pliegues convergen por encima del pliegue, de modo que el conjunto de pliegues tiene forma de sinclinal.

Fig. 23.- Asociación de Pliegues

2.4.3.- Representación de pliegues Reconocimiento de pliegues 35

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Fig. 24.- Reconocimiento y representación de pliegues

•

Observación directa

El método más fácil de reconocer un pliegue es mediante la observación directa, pero esto esta limitado a pocas regiones. Dondequiera que se observen pliegues pequeños en un solo afloramiento, es conveniente registrar su posición. Para hacerlo, debe medirse la posición de los ejes y de los planos axiales. La herramienta más útil para tomar estas medidas es la brújula. Todas las medidas tomadas en el campo se las representara en un plano con la ayuda de la simbología adecuada para el caso. •

Representación Grafica de Pliegues

La manera más común de reconocer aquellos pliegues mayores de un afloramiento, es representar en un mapa el rumbo y la inclinación de los estratos. La posibilidad de aplicar este método depende de la complejidad de la estructura y del número de afloramientos. Si la estructura es simple, unos pocos afloramientos pueden ser suficientes, pero si es compleja, pueden ser necesarios muchos afloramientos. En estructuras extremadamente complejas este método puede fallar, dependiendo de la obtención de datos significativos. •

Topografía

La topografía es con frecuencia muy útil en le estudio y la representación de pliegues, generalmente en regiones densamente arboladas o muy meteorizadas, es posible seguir horizontes guías, por largas distancias. Una formación resistente se alzara en colinas; un estrato fácilmente erosionable será seguido por valles; y una caliza podrá ubicarse por la topografía cárstica. En estudios de reconocimiento, particularmente por fotografías aéreas, la topografía `puede dar indicios importantes sobre la estructura geológica. Hoy en la actualidad las imágenes satelitales son muy útiles al momento de describir la topografía de un sector que en la mayoría de los casos abarcas cientos de 36

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kilómetros. Fácilmente es posible detectar planos axiales y ejes de pliegues dentro de estas imágenes. •

Perforaciones de exploración

Donde los afloramientos son raros o inexistentes, la estructura puede deducirse de perforaciones de exploración, si algún estrato es suficientemente característico, ya sea por su litología, ya se por el contenido de los fósiles, se puede registrar su altitud y la inclinación en los testigos, para de esta manera determinar la estructura presente, calculándose el Angulo de inclinación de la estratificación, sin embargo este método es bastante costoso y su uso depende de una justificación financiera para realizarla. •

Métodos Geofísicos

Durante las ultimas décadas, bajo el impulso de la explotación del petróleo se ha utilizado varios métodos geofísicos para determinara estructuras geológicas. Los principales métodos están los gravimétricos, magnéticos, eléctricos, Tomando en cuenta que estos también tienen un costo levado.

2.4.4.- Mecánica de plegamiento En el análisis del plegamiento nos enfrentamos con dos problemas, separados pero relacionados. Uno se refieres a la, mecánica de plegamiento, es decir al cambio interno que tiene lugar en una masa de estratos que esta siendo plegada y a los esfuerzos implicados. Un segundo problema es la causa del plegamiento, cuando nos preguntamos lo siguiente, ¿es el plegamiento el resultado de compresión horizontal, de la intrusión de rocas ígneas o de corrientes de convección subhorizontales? Las consideraciones sobre este tema se las analizara en otro tema. Por ahora nos interesa el primer problema. Se pueden reconocer en general, cuatro tipos de de plegamiento producto de los cambios internos, pero debemos indicara que las transiciones entre ellos son comunes. Estos son: •

Flexuras

Conocida también como pliegues verdaderos, pueden resultar ya sea de una compresión o de cupla. Con el propósito es necesario considerar primero un estrato homogéneo único. Si una hoja así es curvada (Fig. 24 a), la parte del lado convexo se somete a tensión, mientras que la parte del lado cóncavo se somete a compresión. Si la lamina es suficientemente dúctil se deformara plásticamente (Fig. 24 b), donde la hoja se alarga y se adelgaza sobre el lado convexo y se acorta y engrosa sobre el lado cóncavos es frágil cederá por ruptura (Fig.24 c), sobre el lado convexo se formara fracturas de tensión o pequeñas fallas gravitacionales, mientras que el lado cóncavo se podrán formar pequeños corrimientos o arrugas (Fig.24 d).

37

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a

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b

c

d

Fig. 25.- Principios de la formación de flexuras

•

Competencia de las rocas

En el plegamiento de las rocas sedimentarias, algunas formaciones son competentes mientras que otras son incompetentes. La competencia es una propiedad relativa. Una formación competente es fuerte y puede transmitir la fuerza compresiva largas distancias al contrario de las formaciones incompetentes o débiles. Los factores que determinan la competencia o incompetencia de las rocas son: o o o

La resistencia a la compresión de las rocas La solidez: Esta relacionada con el espesor de los estratos La capacidad para cicatrizar

En resumen, la formación de flexuras implica el arqueamiento de las capas competentes bajo fuerzas compresivas y el comportamiento pasivo de los estratatos incompetentes y el deslizamiento de un estrato contra otro. •

Pliegues de flujo

Existen todas las transiciones entre las flexuras y los pliegues de flujo. El plegamiento de flujo o plegamiento incompetente, es típico en regiones donde no hay estratos gruesos o de gran potencia, y competentes, y donde todas las rocas son plásticas, ya sea a características inherentes a la presiona litostática o altas temperaturas, bajo estas condiciones, un único estrato no puede transmitir la fuerza compresiva por una gran distancia. Sin embargo si se consideran volúmenes suficientemente pequeños de rocas sedimentarias, el plegamiento es similar a la flexuras, por lo que no difieren en apariencia de las flexuras pero son mas abundantes. •

Pliegues de cizalla

Los Pliegues de cizalla conocidos también como pliegues de deslizamiento, Resultan de pequeños desplazamientos a lo largo de fracturas estrechamente espaciadas. En la Fig. 2a se muestran estratos originalmente horizontales, que están rotos en bloques por fracturas que los cortan perpendicularmente con una cierta inclinación. 38

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En la Fig. 2b los estratos 1 y 10 no se mueven pero el otro si, el bloque 6 es el que mas se ha desplazado hacia arriba. , cada fractura es realmente una falla, sin embargo las fracturas están separadas solamente por algunos milímetros y los estratos debido a la fricción tienden a conservarse paralelos, como se muestra en la Fig.2.c, la estructura resultante e un pliegue principal con muchos pliegues menores asociados Fig.2d. a

b

c

d

Fig.26.- Sección transversal mostrando cizalla;

•

Pliegues producido por movimientos verticales.

Los movimientos verticales diferenciales. No asociados con las fracturas pueden causar pliegues en la capa exterior de la corteza terrestre, Un estrato original con una longitud x-y,  es elevado por fuerzas verticales, hasta formar un domo. Los puntos x-y   permanecen separados por la misma distancia horizontal durante la deformación y consecuentemente, los estratos se estiran hasta formar un arco xyz , a diferencia de las flexuras, las distancia horizontal se acorta e idealmente no existe alargamiento. z

x

z

y x

y

w

Fig. 27.- Pliegue producido por movimiento vertical a) formación de domo; b) por flexura

2.4.5.- Causas para la formación de pliegues Las Causas para la formación de pliegues pueden ser de origen Tectónico o No Tectónico. •

Procesos Tectónicos

Los procesos tectónicos que se consideran son: compresión horizontal, tensión horizontal, intrusión de magma, intrusión de sal y Fuerzas verticales de origen no especificado. 39

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Procesos No Tectónicos

Se entiende por procesos No Tectónicos aquellos que no están directamente relacionados con movimientos dentro la corteza terrestre. Se pueden clasificar, 1. Los generados cerca de la superficie bajo la influencia de la gravedad; 2. Los relacionados con procesos químicos, 3. Los relacionados con la glaciación.

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UNIDAD 2: ANALISIS DE ESTRUCTURAS PRIMARIAS Y SECUNDARIAS

TEMA 5: FALLAS Introducción 2.5.1.- Elementos de una falla 2.5.3.- Características de una falla 2.5.4.- Fallas activas e inactivas 2.5.5.- Clasificación de fallas de acuerdo a su movimiento 2.5.6.- Asociaciones de fallas 2.5.7.- Fallas importantes Introducción En geología, una falla es una discontinuidad que se forma en las rocas someras de la Tierra (~200 km. de profundidad) por fracturamiento cuando concentraciones de fuerzas tectónicas exceden la resistencia de las rocas. La zona de ruptura tiene una superficie más o menos bien definida denominada plano de falla y su formación va acompañada de deslizamiento tangencial (paralelo) de las rocas a este plano. El movimiento responsable de la dislocación puede tener dirección vertical, horizontal o una combinación de ambas. En las masas montañosas que se han alzado por movimiento de fallas, el desplazamiento puede ser de miles de metros que representan el efecto, acumulado a largo plazo, de desplazamientos pequeños e imperceptibles en vez de un gran levantamiento único. Sin embargo, cuando la actividad en una falla es repentina y abrupta, se puede producir un fuerte terremoto e incluso una ruptura de la superficie formando una forma topográfica llamada escarpe de falla. 2.5.1.- Elementos de una falla •

• •

Plano de falla: es el plano de fractura o superficie a lo largo de la cual se desplazan los bloques que se separan en la falla. Con frecuencia el plano de falla presenta estrías, que se origina por el rozamiento de los dos bloques. Labio levantado: el bloque que queda elevado sobre el otro. Labio hundido: el bloque que queda por debajo del labio levantado.

Fig. 28.- Elementos de una Falla

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2.5.2.- Características de una falla Las siguientes características nos permiten describir las fallas: Dirección: ángulo que forma una línea horizontal contenida en el plano de falla con el eje norte-sur. Buzamiento: ángulo que forma el plano de falla con la horizontal. Salto de falla: distancia entre un punto dado de uno de los bloques (p. ej. una de las superficies de un estrato) y el correspondiente en el otro, tomada a lo largo del plano de falla. Escarpe: distancia entre las superficies de los dos labios, tomada en vertical. 2.5.3.- Fallas activas e inactivas Se denomina fallas activas a aquellas de las que los registros históricos demuestran que siguen deslizando. El deslizamiento puede ser repentino en forma de saltos   lo que da lugar a sismos, seguido de periodos de inactividad . Los sismos más grandes han sido originados por saltos de 8 a 12 m. El deslizamiento también puede darse de manera lenta y continua, solo perceptible con instrumentos tales como estaciones GPS después de varios años de observaciones. El primer tipo son fallas sísmicas mientras que el segundo son asísmicas o reptantes . Sin embargo, al considerar intervalos grandes de tiempo del orden de miles de años, ambos tipos se desplazan a velocidades promedio de unos cuantos milímetros a unos cuantos centímetros por año. Un ejemplo es el sistema de fallas de San Andrés en el sur y centro de California en EUA, el cual ha generado los terrenos de San Francisco (M=8,2) en 1905, Los Ángeles (M=6,5) en 1993 y recientemente Héctor Mine (M=7) en 1999 y San Luís Obispo (M=6,2) en 2004. Las fallas de la parte central del sistema San Andrés, por otra parte, se deslizan asísmicamente. También existen fallas antiguas inactivas creadas en eras geológicas pasadas y que sobreviven como estructuras fósiles hasta nuestros días (ver figura arriba). Estas no representan ningún peligro para poblaciones cercanas. 2.5.4.- Clasificación de fallas de acuerdo a su desplazamiento de los bloques Fallas con desplazamiento vertical Las fallas según su movimiento vertical se clasifican en falla inversa y falla normal.

Fig. 29.- Clasificación de las fallas

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Falla inversa. Este tipo de fallas se genera por compresión horizontal (Fig. A). 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 manteo inferior a 45º, estas pasan a tomar el nombre de cabalgamiento. Falla normal. Este tipo de fallas se generan por tensión horizontal (Fig. B). 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 desliza hacia abajo se le denomina bloque de techo, mientras que el que se levanta se llama bloque de piso. Otra manera de identificar estas fallas es la siguiente. Si se considera fijo al bloque de piso (aquel que se encuentra por debajo del plano de falla) da la impresión de que el bloque de techo cae   con respecto a este. Conjuntos de fallas normales pueden dar lugar a la formación de horsts y grábenes. Fallas con Desplazamiento horizontal

Fig. 30.- Fallas con Desplazamiento horizontal

Falla de desgarre. Estas fallas son verticales y el movimiento de los bloques es horizontal (Fig. C). Estas fallas son típicas de límites transformantes de placas tectónicas. Se distinguen dos tipos de fallas de desgarre: Diestras o siniestras. Derechas, o diestras, son aquellas en donde el movimiento relativo de los bloques es hacia la derecha, mientras que en las izquierdas, o siniestras, es el opuesto. También se les conoce como fallas transversales. Falla rotacional o de tijeras. Es la que se origina por un movimiento de basculamiento de los bloques que giran alrededor de un punto fijo, como las dos partes de una tijera.

Fig. 31.- Fallas rotacional

2.5.5.- Asociaciones de fallas Las fallas se pueden presentar asociadas en una serie de estructuras: 43

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Fallas escalonadas: conjunto de fallas normales de planos paralelos. Escamas tectónicas: conjunto de fallas inversas de planos paralelos. Pilar tectónico: conjunto de fallas normales que forman una estructura convexa. Cadena cabalgante: conjunto de fallas inversas que forman una estructura convexa. Fosa tectónica: conjunto de fallas normales que forman una estructura cóncava. Horst: asociación de pilares tectónicos y fosas tectónicas, alternativamente.

Fig. 32.-Desarrollo de un Graben

Fig. 33.- Graben y Horts Tectónico

Manto de corrimiento: pliegue recumbente en el que se ha llegado a producir una falla entre el flanco superior y el inferior, de modo que aquel se desplaza sobre éste.

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UNIDAD 2: ANALISIS DE ESTRUCTURAS PRIMARIAS Y SECUNDARIAS TEMA 6: DIACLASAS, CABALGAMIENTOS, DOMOS

2.6.1.- Diaclasas 2.6.2.- Cabalgamientos 2.6.3.- Domos 2.6.1.- DIACLASA En geología, la diaclasa  es una fractura de las rocas que, generalmente, no implica el desplazamiento de los bloques en que se dividen. Son estructuras muy abundantes. Características de una diaclasa

•

•

Dirección: ángulo que forma un línea horizontal contenida en el plano de la diaclasa con el eje norte - sur. Buzamiento: ángulo formado por la diaclasa y un plano horizontal imaginario.

Foto 5.- Diaclasas y sus características

Asociaciones de diaclasas Las diaclasas no suelen aparecer aisladas, sino asociadas a fallas y a pliegues. Cuando, como suele ocurrir, se dan varias diaclasas juntas, se habla de un sistema de diaclasas. Los más sencillos son:

Foto 6 - 7.- Sistema de Diaclasas Paralelas y que se cortan •

Sistema de diaclasas paralelas: todas las diaclasas tienen igual dirección y buzamiento.

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Sistema de diaclasas que se cortan : las diaclasas tienen distintas direcciones y buzamientos y, por lo tanto, se cortan en determinados puntos.

2.6.2.- CABALGAMIENTOS Son grandes planos de fallas horizontales, muestran un movimiento horizontal. Generalmente no es tan fácil para detectar esos tipos de estructuras grandes. Común son cabalgamientos en las regiones donde se conocen altas fuerzas compresivas (por ejemplo durante el choque de dos continentes). Estos movimientos (desplazamientos) pueden alcanzar algunos varios kilómetros.

Fig. 34.- Desarrollo de un Cabalgamiento

Características de un cabalgamiento (manto tectónico): •

•

Rocas que se formaron en el lugar mismo se llama: Autóctono  (por la palabra "auto" que significa "por sí mismo"). Rocas que se formaron en otros sectores y por fuerzas tectónicas se desplazaron se llama Alóctono. El alóctono también se puede llamar manto tectónico (nunca solamente manto). Restos solitarios del manto se llama escama o klippe. Sectores donde falta el manto se llama ventana o fenster.

Fig. 35.- Características de un Cabalgamiento

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Detección de un manto tectónico: a) Zona de milonita y metamorfismo cerca de una falla horizontal b) Zona de falla horizontal con estructura imbricada. c) Alóctono como rocas más antiguos se ubica arriba de una roca más joven. d) Facies del alóctono completamente diferente como del autóctono e) El alóctono muestra un mayor grado de metamorfismo y un diferente dominio tectónico. f) Sí hay saltos o irregularidades en las facies metamórficas. 2.6.3.-DOMOS En geología se denomina domo a un relieve anticlinal en el que el buzamiento de los estratos se dirige en todas direcciones a partir de un punto central. Es, en realidad, un anticlinal abombado por las fuerzas internas que elevan los estratos ejerciendo presión hacia arriba en un punto o a lo largo de una línea relativamente corta. Cuando el motivo de dicho abombamiento es la formación de un lacolito o batolito (es decir, una intrusión ígnea), los estratos superficiales levantados resultan rápidamente erosionados y llegan a conformar estructuras de crestas concéntricas conformadas por los estratos más resistentes a la erosión.

Fig. 36.- Domo de Sal

Tipos de Domos 







Domo sedimentario: Es el que se ha definido arriba, es decir, un domo anticlinal en estructuras sedimentarias. Domo granítico: Es el que se forma por la erosión de los estratos sedimentarios que cubren un lacolito o batolito, descubriendo las rocas ígneas que los forman (generalmente, granito). Domo salino: es el que se forma por la concentración de sal en unos lugares donde abomban los estratos superiores. Domos petroleros: Son especies de anticlinales levantados a cierta profundidad por la acumulación de hidrocarburos y el aumento de la presión producida por el gas natural. 47

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Fig. 37.-Domo de Sal

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Foto 8.- Imagen Satelital de un Domo

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UNIDAD 3: CAUSAS PARA LA FORMACION DE PLIEGUES Y FALLAS

TEMA 7.- ORIGEN POR PROCESOS TECTONICOS 3.7.1.- INTRODUCCIÓN 3.7.2.- PROCESOS TECTONICOS a. Comprensión horizontal b. Tensión horizontal c. Intrusión de magna d. Intrusión de sal e. Fuerzas verticales de origen no especificado 3.7.1.- INTRODUCCIÓN ¿Qué es Tectónica? Tectónica es la especialidad de la Geología que estudia las estructuras geológicas de la corteza terrestre, en especial de las líneas de perturbación, plegamiento, etc., y de los movimientos que son la causa del relieve superficial de la corteza (epirogénesis, orogénesis, sismos, tectogénesis) CUADRO 1 CUADRO DE LA DERIVA CONTINENTAL

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Los procesos tectónicos tienen su mayor representatividad en los cambios que ha sufrido la tierra durante el proceso de formación geológica tal como lo explica la hipótesis de la deriva continental, donde Alfred Wegener sugirió que los continentes que actualmente están separados por el océano atlántico en el pasado estaban ensamblados y formaban un supercontinente llamado Pangea. De acuerdo a esta hipótesis la parte externa de la tierra está conformada por placas rígidas que se mueven relativamente unas de otras. 3.7.2.- PROCESOS TECTONICOS Los procesos tectónicos formadores de pliegues y fallas son: a. b. c. d. e.

Comprensión horizontal Tensión horizontal Intrusión de magna Intrusión de sal Fuerzas verticales de origen no especificado

a. Compresión Horizontal Ocurre cuando actúan fuerzas comprensivas paralelamente a la superficie de la tierra. Donde se puede observar que en A los estratos horizontales no presentan distorsión alguna, pero ante un esfuerzo compresivo como el caso mostrado en B, los estratos sufren una deformación esencialmente plástica y por lo tanto se pliegan para formar anticlinales y sinclinales, sufriendo también alguna ruptura transversal diaclasa.

Fig. 38.- Estratos horizontales

Fig. 39.- Estratos plegados

Para explicar las fuerzas que actúan para provocar el plegamiento o el fallamiento se propuesto entre otras, la teoría de la contracción que se ha hecho clásica en los círculos científicos tradicionales y según la cual se cree que el interior de la tierra ha estado contrayéndose progresivamente a través de los tiempos geológicos debido al enfriamiento, a la formación de minerales cada vez mas compactos o densos y a la extrusión de magma

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Fig. 40.- Pliegues producidos por una cupla horizontal - Armazón de hierro antes de la deformación - Después de la deformación

De esta manera la parte superior de la corteza terrestre ha tenido que ir acomodándose a un espacio cada vez más pequeño y por consiguiente ha estado sometido a intensas fuerzas de compresión que han conducido en consecuencia al plegamiento.

Fig. 41.- Fuerzas de compresión

Para poner un ejemplo más claro, le sucede lo que una naranja o un limón que se seca, en cuyo caso se contrae y se arruga su cascara para formar pequeños pliegues. En los últimos tiempos ha cobrado cierta popularidad la llamada TEORIA DE LAS CORRIENTES CONVECTIVAS, que sustenta que el manto hasta los 2900 km. es muy homogéneo, comportándose como una verdadera unidad. Estudios recientes sin embargo parecen demostrar que el manto no es tan homogéneo. Las corrientes convectivas se desarrollan donde las partes interiores han sido calentadas suficientemente. Estas corrientes arrastran la base de la corteza siálica plegándose hacia abajo y formando consecuentemente una raíz donde las corrientes convergen.

Fig. 42.- Teoría de las corrientes convectivas 51

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Se forma entonces una pequeña cuenca, donde los sedimentos suprayacentes se ven obligados a ocupar una área menor que antes y por lo tanto se pliegan elevándose y dando lugar a la formación de las montañas con sus correspondientes raíces siálicas, determinando todo un proceso orogénico. Desde luego que lo anteriormente expuesto es tan solo una teoría como tal está sujeto a controversias y objeciones. b. Tensión Horizontal La tensión horizontal causa fallas gravitaciones. En cierto sentido, no es correcto hablar de tensión, excepto en la parte más externa de la corteza. Sería más correcto decir que el eje de esfuerzo principal mínimo es horizontal. En cualquier caso, la corteza sedería a lo largo de las fracturas verticales de tensión, o la largo de fracturas de cillaza con la inclinación de 60 grados. Si el interior de la tierra se expandiera, una capa exterior sería sometida a tensión. Las teorías descriptas en la sección precedente estaban destinadas, principalmente, a explicar la comprensión horizontal. No obstante, esta comprensión estaría confinada a ciertas partes de la corteza. En otras partes se podrían originar intensas fuerzas tensiónales. Las corrientes de convicción subcrustales tendrían en algunos lugares, a estirar la corteza. Aunque los sedimentos al pie de un domo formado por fusión estuvieran sometidos a comprensión, los más cercanos a tope del mismo tendrían a ser estirados. Localmente, la tensión puede ser ocasionada por una cupla.

Fig. 43.- Grabens

Los pequeños grabens que se ven en la figura son, claramente, el resultado de tensión. Las fisuras abiertas ofrecen evidencia innegable de que las rocas han sido estiradas c. Intrusión del Magma. La intrusión de magna puede causar plegamiento. No solo los sedimentos suprayacentes son arqueados en forma de domo, sino que también el techo de ser fracturado y fallado. Estos rasgos estructurales, sin embargo, será de tamaño y distribución más bien limitados. Las cuencas asociadas con lopolitos, están probablemente, asociadas genéticamente con la intrusión de magna puede ser acompañada de considerable deformación. Pero en 52

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muchos de estos casos, en el movimiento de la magna es el resultado de la orogenia y no la causa.

Fig. 43.- Lopolitos formando plegamiento y fallamiento

Fig. 44.- Cuerpos magmaticos

d. Intrusión de Domo de Sal En capítulos anteriores se escriben levantamientos y formación de fallas, asociadas con el emplazamiento de domos de sal. Pero, estos son también rasgos estructurales pequeños, raramente de más de unos pocos Kilómetros de diámetro 53

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e. Movimientos Verticales de Origen No Especificado Un estudio del mapa geológico o tectónico de los Estados Unidos demuestra que son notables de grandes domos y cuencas de centenares de Kilómetros de extensión. Estudios extensivos indican que muchos de estos domos y cuencas han estado ascendiendo o descendiendo, en forma continua o intermitente, por largos periodos de tiempo. Ejemplos específicos de domos son los levantamientos de Cincinnati, Nashville y Ozark. Ejemplos específicos de arqueamientos hacia abajo son las cuencas de Michigan, Illinois y Williston Muchos grabens grandes y pequeños, están asociados con mesetas y domos, alguno de los cuales son de proporciones continentales. Debido al estiramiento de las rocas. Se desarrollan fuerzas tensiónales, de las rocas ceden por ruptura y se producen movimientos a lo largo de las fracturas resultantes. La formación de los graben. Horst y Graben (Fosa tectónica y pilar tectónico) Graben:  El conjunto de dos fallas normales paralelas con inclinación opuesta en un ambiente tectónico expansiva se llama graben o fosa tectónica. Es decir el sector central se mueve relativamente abajo al respeto de los flancos. En el interior de una fosa tectónica afloran generalmente rocas más jóvenes como afuera del sistema. El tamaño de un graben puede ser centímetros hasta grabenes grandes alrededor de 300 km.

Fig. 45.- Gráficos de Graben y Horst

Horst  o pilar tectónico muestra un movimiento hacia arriba en su interior, es decir el sector central está construida por rocas más antiguas como el sector lateral. Morfológicamente un graben puede aparecer como valle o como cerro, un horst puede formar morfológicamente elevaciones o depresiones (valles quebradas). El ejemplo del desarrollo de un graben tectónico muestra el conjunto a la formación de una quebrada. Pero también existen fosas tectónicas que forman finalmente un cerro. Los bloques de falla inclinados y los horst- son similares en origen a los graben. Aunque algunos pueden deberse a la tensión que siguió a una comprensión excesiva durante el plegamiento, la mayoría de ellos aparecen obedecer el estiramiento inducido por movimientos verticales. El área levanta una forma de domo es rota por fracturas, a lo largo de las cuales tienen lugar movimientos diferenciales.

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UNIDAD 3: CAUSAS PARA LA FORMACION DE PLIEGUES Y FALLAS

TEMA 8: PROCESOS NO TECTONICOS 3.8.1.- INTRODUCCIÓN 3.8.2.- PROCESOS NO TECTONICOS a. Rasgos estructurales formados cerca de la superficie, bajo la influencia de la gravedad a.1. Reptación de ladera a.2. Estructuras de Colapso a.3. Cambers a.4. Estructura de inclinación y falla a.5. Comba a.6. Deslizamiento de tierra a.7. Compactación diferencial de sedimentos b. Los relacionados con procesos químicos b.1. Procesos químicos c. Relacionados con congelación c.1. Glaciación c.2. Deformación contemporánea 3.8.1.- INTRODUCCION Entendemos por procesos no tectónicos aquellos que no están directamente relacionados con movimientos dentro de la corteza terrestre. En muchos casos, el termino procesos superficiales seria igual bueno, porque la deformación es el resultado de movimientos cerca de la superficie de la tierra, bajo la influencia de la gravedad. Sin embargo, aun en estos casos, la deformación es, generalmente, el resultado indirecto de movimiento dentro de la tierra. En capítulos anteriores han sido descriptos los rasgos estructurales relacionados con sedimentación. Las rasgos estructurales que se tratan en presente capitulo, se pueden clasificar bajo las siguientes categorías principales; 3.8.2.- PROCESOS NO TECTONICOS a. Rasgos estructurales formados cerca de la superficie, bajo la influencia de la gravedad. a.1. Reptación de ladera. En muchas áreas, especialmente aquellas que no han estado glaciales, no es raro encontrar rocas incompetentes, tales como lulitas, hundiéndose en la ladera. Sin embargo, un estudio cuidadoso mostrara que las inclinaciones pueden ser muy engañosas. En la superficie, en una zona que puede tener hasta dos o tres metros de espesor, la inclinación puede ser diferente de la inclinación, verdadera en profundidad. En la Fig. 46 A representa un caso donde la inclinación verdadera es 60º, pero debido a la reptación cuesta abajo la inclinación es también 60º (Fig. 46 B). En la Fig. 46 C, la inclinación es 60º pero, cerca de la superficie la inclinación es solamente 20º (Fig. 46 D). En tales áreas 55

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pueden ser necesarios tener afloramientos de dos o tres metros de profundidad, porque los datos obtenidos en la superficie pueden ser muy engañosos.

Fig. 46.- Estratos

a.2. Estructuras de colapso Goguel , Harrison y Falcón han descrito estructuras de colapso. En la Fig. 47 A, un gran bloque de caliza, bajo la influencia de la gravedad, se ha deslizado de tierras. En las Fig. 47 B, un bloque de caliza se ha plegado hacia atrás sobre sí mismo, apretando un pliegue recurrente formado bajo condiciones tectónicas verdaderas. En la Fig. 47 C, una capa de caliza se ha plegado en forma de cascada al deslizarse pendiente bajo en una colina.

Fig. 47.- Estructuras de colapso

Se ha opinado que muchos grandes rasgos estructurales, que se consideraban tectónicos, tiene un origen similar. Lugeon por ejemplo, ha sugerido que las rocas sedimentarias de los montes Jura, fueron plegadas cuando el paquete sedimentario completo de sedimentos se deslizo hacia el norte sobre una superficie suavemente inclinada, del mismo modo que una capa delgada de nieve sobre un techo de arruga formado pliegues cuando comienza resbalar, pero no es sometida firmemente por su extremo inferior. De modo similar, muchos Klippes, que fueron considerados anteriormente remanentes erosiónales de una gran lamina de corrimiento pueden representar grandes bloques aislados se deslizaron pendiente abajo por la influencia de la gravedad. Migliorini dice. “Las formaciones alóctonas, muy incompetentes, que cubren extensas áreas de los Apeninos…. No puede haber avanzado como una cobijatura, y se explica mejor por la teoría de los desplazamientos, sucesivos; es decir por una sucesión de desplazamientos orogénicos sobre las pendientes exteriores de las cadenas individuales de los Apeninos, con cada deslizamiento expendiéndose suficientemente hacia fuera como para ser tomado y empujado hacia delante junto con cualquier sedimento no consolidado, depositado recientemente por desplazamientos similares sobre pendiente exterior de la próxima cadena a levantarse. Merla da una explicación más detallada con sumario en ingles. 56

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a.3. Cambers Se ha descrito cambers en el área de Northampton se indica al norte, hacia el valle de Welland. Se notara, sin embargo, que el “marlstone rock bed.” Es esencialmente horizontal y en consecuencia, la inclinación de la arenisca Northampton no es tectónica. Cuando la erosión corto los sedimentos para formar el valle y fue transportada a lo largo de este ultimo. La arenisca Northamton se fue fundiendo gradualmente.

Fig. 48 Cambers en el valle de W ellad

a.4. Estructura de inclinación y falla Los mismos autores han mostrado, que después que se forma un camber, los estratos más competentes pueden deslizarse pendiente abajo, romperse a desarrollar una estructura de” inclinación y falla”

Fig. 49 Fallas superficiales. A. Estructuras de inclinación y falla. B. Deslizamiento del bloque Tovera

a.5. Comba La Figura anterior ilustra una comba descripta por Hollingsworth, Taylor y kellaway. Después de la erosión corto el valle ocupado por bytham Brook, la débil arcilla del Lías superior formo una combadura hacia arriba. La estructura resultante es un anticlinal, pero no es de origen tectónico

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Fig. 50.- Comba

a.6. Deslizamiento de tierra Los deslizamientos de tierra han sido descriptos extensamente por Sharpe. La fig Ilustra una de las muchas clases de deslizamientos. Los bloques están separados entre si por fracturas que, en todo sentido de la palabra, son fallas pero de origen no tectónico. a.7. Compactación diferencial de sedimentos Algunos pliegues, anticlinales y sinclinales, se deben a movimientos hacia abajo de las masas de roca directamente bajo la influencia de la gravedad. Aunque los anticlinales que resultan de la compactación diferencial de sedimentos sobre colinas sepultadas tienen inclinaciones comparativamente pequeñas, forman trampas importantes para la acumulación del petróleo. El diagrama A representa una superficie esculpida sobre las rocas sólidas; la colina tiene 30 metros de alto. Más tarde como se encuentra en el diagrama B, se depositan sedimentos sobre esta superficie; estos sedimentos tienen solamente 30 metros de espesor sobre el tope de la colina, pero en los terrenos bajos circundantes.

Fig. 51.- Pliegues resultantes de la Compactación diferencial de sedimentos

Tienen una potencia de 60 metros. Para facilitar la ilustración, estos sedimentos se muestran como absolutamente horizontales. Por supuesto, en la realidad hay algunas irregularidades menores, y particularmente sobre los flancos de la colina, el estrato habría algunas inclinaciones iniciales hacia fuera. Si algún tiempo después el fango se compacta 20 por ciento sobre el tope de la colina, el estrato sedimentario más elevado se hundirá 6 metros; es decir, 20 por ciento de 60 metros; es decir. 12 metros. Consecuentemente, los 58

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estratos más altos se inclinaran hacia fuera desde el centro de la colina sepultada (Fig. 51 C). b. Los relacionados con procesos químicos b.1.Procesos químicos Las aguas en evaporación depositan, muy comúnmente sulfato de Calcio en forma de anhidrita. Subsecuentemente, se agrega agua para convertir la anhidrita en yeso, y el aumento de volumen es de aproximadamente 40%. Si los estratos son horizontales y topa la expansión tiene un lugar hacia arriba, los estratos engrosan, pero no se desarrollan pliegues. No obstante, sin gran parte de la expansión es horizontal, se originan fuerzas compresivas que producen plegamiento. Los pliegues resultantes son pequeños, con una altura de solamente pocos milímetros, o, como máximo, de unos pocos metros. Además, el yeso no es una roca abundante. Si se disuelven estratos subhorizontales de sal, o de alguna otra roca, las formaciones suprayacentes se hundirán irregularmente formando cuencas y domos.

Fig. 52.- Domos de Sal

c.Relacionado con congelación c.1.Glaciación El hielo glacial, empujando contra la pendiente empinada se una cuesta, puede plegar los sedimentos, si éstos se encuentran poco consolidados. Además, el hielo puede pasar por encima de sedimentos débiles, produciendo pliegues de arrastre. Cerca de los límites meridionales de las capas de hielo pleistocenas, en la isla Marthas”s Vineyard, frente a la costa sudeste de Masschussets, hay pliegues bien desarrollados debidos a la acción glacial.

Fig. 53.- Plegamiento procesos de Glaciación 59

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c.2. Deformación contemporánea En sedimentos blandos se pueden formar pliegues y fallas debido al deslizamiento de pendiente (Fig. 54). El eje de los pliegues y el rumbo de las fallas de empuje serán perpendiculares a la dirección en la cual se deslizan los sedimentos. Los planos axiales de los pliegues, y las fallas, se inclinan en la dirección desde la cual viene el deslizamiento. Pueden ocurrir movimientos de este tipo en pendientes con inclinaciones tan bajas como dos grados y medio. En algunos casos, es probable que, en el momento de la deformación, la capa perturbada estuviera cubierta por sedimentos más jóvenes Fig. 54 A. Aunque ninguno de los estratos estaba consolidado en ese momento, algunos eran más competentes que otros. Los sedimentos suprayacentes se deslizan sin deformación y, en consecuencia, los pliegues en los estratos incompetentes son análogos a pliegues de arrastre. En otros casos, es evidente que los estratos se deslizaron cuando estaban en el tope y cubiertos solamente por agua, porque los sedimentos suprayacentes descansan sobre ellos en discordancia Fig. 54 B. Después que los estratos fueron deformados, una erosión subacuática moderada truncó los pliegues. Aunque en algunas áreas, las capas deformadas pueden tener solamente de a.3 a 4.5 metros de espesor, en otros lugares la potencia puede ser de muchas decenas de metros.

Fig. 54.- Pliegues formados por deformación contemporánea

Los estratos de fango blando, arena y limo abisal se pueden deslizar por varias razones. La pendiente sobre la cual se depositaron puede estar inclinada y, aunque las rocas pueden ser relativamente estables por largos períodos de tiempo, cualquier factor de perturbación las puede poner en movimiento. Un pequeño aumento e la inclinación, una deposición local excesiva, o un terremoto pueden poner en movimiento masas de lodo y limo abisal. Una erosión subacuática local puede dejar los estratos sin soporte adecuado. Puede haber también grandes deslizamientos relacionados con la formación de fallas contemporáneas.

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UNIDAD 4: LA GEOLOGIA ESTRUCTURAL Y SU RELACION CON EL PETROLEO

TEMA 9: GEOLOGIA ESTRUCTURAL Y EL PETROLEO 4.9.1.- Clasificación de los Fenómenos Estructurales 4.9.2.- Métodos en la Geología Estructural 4.9.3.- La geología estructural y el petróleo Introducción Corteza terrestre Geología del petróleo Origen y formación del petróleo Estructuras de acumulación del petróleo Trampas estratigráficas 4.9.1. Clasificación de los Fenómenos Estructurales La geología estructural se relaciona con todos los aspectos de distorsión de la corteza terrestre. Es una ciencia descriptiva que necesita su propia clasificación sistemática de la deformación de las rocas, es decir la geología estructural comparativa. La geología estructural comparativa está relacionada en primer lugar con el aspecto externo de las deformaciones y las clasifica en grupos de pliegues y fallas con diversas características. Observando la distribución y frecuencia de los grupos de la clasificación dentro de unidades estructurales de tamaño más grandes, en cuencas y cadenas de montañas, por ejemplo, se ve que existe una clara correlación. Ello nos lleva al siguiente cuadro general de regiones estructurales: I.

Regiones de bloques de falla 

Donde las fallas separan bloques que se han movido en relación de unos con otros, sin que ocurra mayor deformación de los bloques unitarios (estructuras en fosas o pilares). Las fallas que limitan a los bloques pueden ser de tipo normal o inverso. En ambos casos el movimiento de los bloques puede haber creado pliegues (tipo sajónico de plegamiento), aunque dichos pliegues solo son fenómenos estructurales secundarios. II.

Regiones Paratectónicas 

Donde los pliegues simples interrelacionados aparecen en regiones relativamente grandes, todas ellas compuestas de rocas de la misma edad aproximadamente (ejemplo: cuencas plegadas). Contienen pliegues curvos, principalmente de tipo céntrico, sin aumento de espesor de los estratos en las charnelas, acompañados por la formación de fallas como fenómenos secundarios de plegamiento. El plegamiento está limitado a las cuencas sedimentarias y la estructura de la cuenca no se destruye por el plegamiento. Es típica la ausencia de actividad magmática importante dentro la región. El plegamiento ha ido continuamente en aumento, despacio y suavemente, con momentos ocasionales de gran actividad. 61

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Los análisis detallados de las fases de plegamiento revelan más de ellos, distribuidos irregularmente en el espacio y en el tiempo y sin correlación diferente de las otras fases de otras regiones paratectónicas. La expresión fisiográfica de la estructura suele ser una morfología de primer orden. III.

Regiones Ortotectónicas .

Donde las estructuras complicadas interrelacionadas aparecen en las regiones relativamente extensas, subdivididas en fajas de edades diferentes y fisonomías estructurales distintas (cadena de montañas). Las cadenas montañosas distinguen por un plegamiento muy intenso acompañado a menudo por el desarrollo de crucero y esquistosidad. Las fases magmáticas son parte esencial de la progenie. La cuenca original está completamente destruida y solo se puede reconstruir uniendo las diferentes secciones. El plegamiento aunque probablemente continuo, está concentrado principalmente en un paroxismo corto que puede relacionarse en el tiempo con fases similares de otras orogénesis. Estas últimas están siempre constituidas por cinturones longitudinales, caracterizado cada uno de ellos por una deformación particular. La fisiográfica es casi siempre de segundo orden es decir una fase morfogénica posterior de levantamiento que rejuvenece la cadena desgastada. 4.9.2 Métodos en la Geología Estructural El estudio de la deformación de las rocas puede emprenderse por varios caminos. El modo más común de investigación consiste en el estudio de las formas estructurales, que por una parte lleva a la comparación de las estructuras observadas y por otra a una clasificación en grupos relacionados. Esta geología estructural comparativa es estrechamente relacionada con las características externas y sin la ayuda de otros métodos de aproximaciones, lleva exclusivamente a conclusiones superficiales respecto al origen y desarrollo de las estructuras. Por ello se ha creado otros métodos de investigación: •

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•

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En primero lugar, los métodos teóricos y que como ciencia física tratan por todos los medios aislar en el laboratorio las diversas propiedades de las rocas, de todas maneras esta solo es una tentativa que no se ha logrado completamente. En segundo lugar, gracias al estudio microscópico, se han desarrollado una investigación de carácter mucho más detallado, sobre todo en la orientación preferente de los granos minerales en rocas deformadas. De todas maneras esta tampoco se ha consolidado como método efectivo. En tercer lugar, tenemos el método del imitativo pero que tiene sus limitaciones que no nos lleva al conocimiento fundamental buscado. Finalmente el aparatado más fascinante de la geología estructural, la síntesis geotectónica de conocimiento estructural, es al mismo tiempo y en cierto sentido su rama mas incompleta, ya que están implicadas muchas propiedades de la 62

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corteza más profunda, manto y núcleo de la tierra totalmente desconocidos y sin probar. A un los datos geológicos de que disponemos hoy en día son muy pocos o inadecuados para una descripción geotectónica de la superficie de la tierra y además muchas regiones permanecen totalmente desconocidas o son conocidas superficialmente. 4.9.3.- LA GEOLOGÍA ESTRUCTURAL Y EL PETRÓLEO El petróleo no se encuentra distribuido de manera uniforme en el subsuelo se debe tener en cuenta la presencia de al menos cuatro condiciones básicas para que éste se acumule: 1. Debe existir una roca permeable de forma tal que bajo presión el petróleo pueda moverse a través de los poros microscópicos de la roca . 2. La presencia de una roca impermeable , que evite la fuga del aceite y gas hacia la superficie. 3. El yacimiento debe comportarse como una trampa , ya que las rocas impermeables deben encontrarse dispuestas de tal forma que no existan movimientos laterales de fuga de hidrocarburos. 4. Debe existir   material orgánico suficiente   y necesario para convertirse en petróleo por el efecto de la presión y temperatura que predomine en el yacimiento. •

ORIGEN Y FORMACION DEL PETROLEO

El origen del petróleo siempre ha sido controvertido desde que empezó a investigarse. Aunque siempre hubo dos hipótesis de generación. Una orgánica  por la que el petróleo se generaría a partir la descomposición de organismos. Otra plutónica , en la que se generaría a partir de rocas ígneas. Lo primero que salta a la vista es considerar su origen y formación. En este punto ha existido multitud de opiniones y todavía hoy no se sabe a ciencia cierta cuáles substancias son las originadoras del petróleo ni por cuáles métodos o procesos físico-químicos se llega finalmente al petróleo como lo conocemos en las rocas. Las teorías sobre el origen del petróleo se pueden dividir en dos grandes grupos: Las teorías inorgánicas fueron las primeras en ser propuestas y las tres principales son: 1) La teoría de los metales alcalinos ;

La de los metales alcalinos enunciada por Berthelot en 1866 supone la existencia de metales alcalinos libres en la tierra, los cuales reaccionan con CO 2  a altas temperaturas produciendo carburos, los cuales al reaccionar con agua producirán acetileno. Del acetileno se podrían derivar infinidad de hidrocarburos más complejos por medio de temperatura. 2) La de los carburos metálicos; 

La de los carburos metálicos o de Mendelejeff supone fa existencia de carburos de hierro en las profundidades de la tierra los cuales pueden reaccionar con aguas infiltrantes y así formar hidrocarburos. 3) La de las emanaciones volcánicas. 63

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Otros autores han lanzado la teoría de que el petróleo tiene un origen volcánico basándose en la asociación rara y esporádica que ciertos yacimientos petrolíferos parecen guardar con áreas ígneas o volcánicas. En general, las teorías inorgánicas no son aceptadas por los científicos modernos debido a que suponen condiciones que en realidad no existen en nuestro planeta. Ellas no explican la asociación del petróleo con las rocas sedimentarias ni la variabilidad en la composición de los petróleos. La teoría orgánica es la que hoy se acepta en los círculos científicos aunque como ya se ha dicho quedan muchos problemas dentro de ella que están todavía por resolverse. Se cree que el petróleo se derivó de materiales orgánicos bien sea animales o vegetales y se formó merced a una serie de complicados y poco entendidos procesos físico-químicos y biológicos. La naturaleza exacta del material orgánico original no se conoce, pero los estudios hasta ahora hechos indican que la sustancia generadora del petróleo en los sedimentos, es una sustancia orgánica, compleja, de bajo contenido de oxígeno y no grasosa. El proceso de cómo se cambia la materia orgánica original en petróleo, es pues, casi en su totalidad una incógnita para nosotros; pero una vez descontado el hecho de que el petróleo es de origen orgánico, a los geólogos lo que más nos interesa es dilucidar qué tipo de condiciones crea un medio ambiente favorable para que la misteriosa transformación se efectúe. En este sentido sabemos que: La materia orgánica que cae al fondo del mar es rápidamente oxidada por la presencia de oxígeno a CO 2 destruyéndose de esta manera la mayor parte de ella. También sabemos que el fondo del mar está habitado por multitud de animales necrófagos que se alimentan de materia orgánica muerta constituyéndose en otro enemigo de peso de la materia orgánica que a nosotros nos interesa sea preservada en los sedimentos para que luego sea lentamente convertida en petróleo. De modo que estamos interesados en ambientes reductores o no oxidantes o anaeróbicos o donde los materiales orgánicos no sean destruidos por los organismos necrófagos y bacterias aeróbicas que pululan en los mares donde hay suficiente oxígeno. ¿En dónde, pues, encontramos estas condiciones? En las cuencas o depresiones sedimentarias estancadas, es decir, en aquellas cuencas que por su configuración especial no permiten una circulación y consecuente mezcla de las aguas superficiales ricas en oxígeno con las aguas tranquilas profundas deficientes en oxígeno. Una vez asegurada la preservación del material original, vienen la serie de cambios y transformaciones aludidas y que caen mejor dentro del campo de la química y de la biología. Llegamos así a la primera clave que tiene el geólogo para la búsqueda del petróleo o sea buscar cuencas sedimentarias y en ellas indicios de conservación de vida orgánica, que es la sustancia madre de todo el petróleo. Pero finalmente, hoy sabemos que el petróleo se generó a partir de la descomposición de microorganismos que se depositaron en los fondos marinos. •

ESTRUCTURAS DE ACUMULACIÓN DEL PETRÓLEO

Las estructuras ideales para la acumulación del petróleo son los llamados anticlinales, es común encontrar acumulaciones debajo del anticlinal. Las estructuras ideales para encontrar acumulaciones de petróleo se dividen en: a. TRAMPAS ESTRATIGRAFICAS 64

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Son lentes de arena donde el petróleo se encuentra impregnado entre los granos (poros). Estos lentes se encuentran rodeados por material impermeable que actúa como roca sello.

Fig. 54.- Trampas Estratigráfica

b. TRAMPAS ESTRUCTURALES Las Trampas estructurales: son aquellas conocidas como fallas, fracturas, diaclasas, diques, plegamientos y cabalgamientos. FALLAS Fallas son roturas en las rocas a lo largo de la cual ha tenido lugar movimiento. Este movimiento se llama desplazamiento. El Origen de estos movimientos son fuerzas tectónicas en la corteza terrestre, los cuales provocan rotura. En los laterales de falla es donde se acumula el petróleo. Fig. 55.- Fallas

PLIEGUES Los pliegues son ondulaciones u olas de la tierra que alcanzan su mayor desarrollo en formaciones estratificadas Estas pueden ser rocas sedimentarias y volcánicas. EL PETROLEO SE ACUMULA EN LA CRESTA DE LOS PLIEGUES Fig. 56.- Pliegues

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DIQUE Diques son estructuras tabulares de origen magmático. Las rocas de diques pertenecen al grupo de rocas intrusivas o hipabisales Fig. 57.- Dique

CABALGAMIENTOS Son grandes planos de fallas horizontales cuales muestran un movimiento horizontal. Generalmente no son tan fáciles de detectar estos tipos de estructuras grandes. Fig. 58.- Cabalgamiento

DISCORDANCIAS Disposición de estratos rocosos en sentido inverso de su lugar de deposición. Estratos planos y más recientes sobre otros antiguos y plegados.

Fig. 59.- Discordancia

DOMOS En el caso de los yacimientos hidrocarburiferos es de especial importancia los domos salinos, que son bóvedas de masa salina que se eleva en zonas débiles de la corteza terrestre. Fig. 60.- Domos de Sal

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UNIDAD 4: LA GEOLOGIA ESTRUCTURAL Y SU RELACION CON EL PETROLEO

TEMA 10: TRAMPAS PETROLÍFERAS 4.10.1.- Trampas petrolíferas 4.10.2.- Exploración de depósitos hidrocarburiferos.

Fig. 61.- Trampas de Petróleo

4.10.1.- TRAMPAS PETROLÍFERAS Suponiendo que son llenados todos los requisitos de ambiente y que el petróleo se ha generado, ¿qué cambios sufre este nuevo material hasta acumularse en los yacimientos en que hoy lo encontramos? El petróleo poco a poco es expulsado de las rocas generadoras por el peso de los sedimentos depositados encima y también por diferencias de presión de origen tectónico. Este petróleo así expulsado se va concentrando en los poros o cavidades o fracturas de las rocas y comienza a migrar de las partes más profundas de las cuencas hacia los flancos. El petróleo siempre sube al punto más alto posible y en teoría migraña hasta la superficie, como sucede en los menes o manantiales de petróleo, (ver fig.) si no se le interpusieran barreras en su camino. Estas barreras o trampas, como son llamadas, pueden ser de muchos tipos; pero en general son dos los más destacados: TRAMPAS ESTRUCTURALES Y ESTRATIGRAFICAS. (Ver anterior capitulo)

Fig. 62.- Trampas de Petróleo 67

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Las trampas estructurales se deben a cambios en la estructura o arquitectura de los estratos. Las fuerzas tectónicas quiebran o pliegan las capas originalmente horizontales y crean así interrupciones en las capas o regiones de alto relieve estructural. En ambos casos el petróleo que va migrando por las capas al llegar a estas deformaciones obstaculizantes cesa su migración y comienza entonces el proceso de acumulación en contra de la barrera o tratando de ganar más altura y contemplamos así el nacimiento de un yacimiento petrolífero. Todo petróleo que va llegando a la zona deformada no sigue su lento viaje sino que se queda entrampado y cada vez se añade más y más petróleo al yacimiento, el cual puede ser más o menos grande dependiendo de la cantidad de petróleo que a él llegaba y de la magnitud y extensión de la barrera o área elevada. Las trampas estratigráficas son el resultado de cambios en el tipo de roca a lo largo de una determinada capa y son causadas por la peculiar deposición de los mismos sedimentos y no por fuerzas tectónicas deformadoras como en el caso de las trampas estructurales (ver fig. a continuación) Dicho esto, resulta lógico que el segundo problema del geólogo es localizar las áreas donde existen esas trampas de que hemos hablado y luego probarlas por medio de perforaciones con el objeto de saber si en verdad contiene yacimientos comercialmente explotables. Es así como Uds. se darán cuenta de que nadie hoy en pleno siglo XX puede afirmar si en cierto terreno hay positivamente petróleo; el único que lo puede comprobar es el taladro una vez que haya llegado al yacimiento y efectuado pruebas convincentes. 12.2.2.- EXPLORACIÓN DE DEPOSITOS HIDROCARBURIFEROS Localizada una extensa zona con perspectivas favorables para hallar petróleo mediante los estudios pertinentes, la tarea inmediata consistirá en elegir, dentro de ella, las áreas que presenten condiciones más propicias a la presencia de yacimientos comerciales. Para ello el geólogo se orienta por medio de la observación de ciertas características, más o menos constantes, de las áreas favorables, siendo las principales: 

Abundancia de material orgánico que pueda haber dado origen al petróleo.



Presencia de capas porosas en las cuales pueda haberse acumulado el petróleo. Estas capas — rocas captadoras : arenas, conglomerados, calizas porosas — comúnmente son distintas de aquellas donde se formó el petróleo — rocas generadoras : arcillas, lutitas, calizas organógenas.



Es condición indispensable que las capas porosas estén recubiertas de estratos impermeables, a menudo de arcilla, que impidan el escape del petróleo hacia la superficie a través de capas porosas superiores.



La existencia de trampas estructurales o estratigráficas contra las cuales el petróleo haya podido acumularse.

Observaciones pueden hacerse valiéndose de estudios superficiales. Así, en una muestra de un afloramiento de rocas examinada en el laboratorio es fácil observar la presencia de fósiles en las rocas, los cuales pueden indicar no sólo la edad relativa de la muestra, sino también su ambiente de origen, ya sea marino, de agua salobre, o continental. Taladros 68

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poco profundos abiertos con aparatos portátiles suministrarían núcleos de terrenos cuyo examen podría resultar en datos útiles. La fotografía aérea vertical es utilizada frecuentemente con éxito en la búsqueda de estructuras favorables, ya que en ella se destacan claramente detalles que escapan a la observación hecha al nivel del suelo. Cuando la erosión ha destruido los estratos superficiales es posible determinar las características estructurales de ciertas formaciones por el estudio del terreno y de la vegetación. En otros casos los estratos superficiales muestran poca variación en su aspecto aparente; pero se les puede distinguir por el examen de los fósiles que contienen, y establecer, por este medio, una correlación de dichos estratos. Corrientemente es posible determinar la posición de los anticlinales si se mide la inclinación de los estratos que afloran a la superficie. En terrenos de inclinación apreciable, por medio de la brújula Brunton, se puede determinar la orientación magnética de las capas (rumbo) y la inclinación o buzamiento de las mismas. También las fallas pueden ser visibles en la superficie. Se evidencian por desplazamientos verticales de las rocas o por cambios bruscos en el tipo de los estratos expuestos a ambos lados de un plano de fractura en el terreno. Datos más seguros proporcionan, sin embargo, los métodos geofísicos y geoquímicas de prospección, los cuales no son otra cosa que la aplicación de los principios de la Física y de la Química, respectivamente, al descubrimiento de minerales de valor, en nuestro caso petróleo, en la corteza terrestre. Los métodos geofísicos usados en la industria petrolera tienden a localizar estructuras aptas para almacenar cualquier petróleo o gas que pudiere existir en el subsuelo, y no pretenden determinar la presencia o ausencia de petróleo, por lo cual reciben el nombre de métodos estructurales. Los métodos geoquímicas, sí tienden a determinar la presencia de petróleo en los estratos examinados. Se les emplea, generalmente, durante las operaciones de perforación. Nos limitaremos a pasar revista a los métodos geofísicos, de los cuales los principales son: la gravimetría, la sismografía y la magnetometría. Gravimetría

La intensidad de la gravedad en la superficie de la tierra varía de un punto a otro debido a varios factores, tales como el achatamiento de los polos, la fuerza centrífuga resultante de la rotación del globo, la altitud del lugar y la densidad de las rocas de la corteza terrestre en la estación de registro. Semejantes variaciones en la fuerza de la gravedad son fácilmente registradas por el gravímetro, el cual no es sino una complicada balanza a resorte, de alta precisión que permite apreciar los más mínimos cambios en el campo gravitacional de la tierra. El procedimiento normal consiste en registrar distintos valores de la gravedad, dentro del área por explorarse mediante estaciones distantes de 800 a 1.600 69

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metros entre sí. Los valores obtenidos en cada estación son registrados más tarde en el croquis o plano del terreno y, a base de los mismos, se trazan curvas de nivel que, uniendo los puntos de igual gravedad, dan una representación gráfica del campo gravitacional de dicho terreno. Estos contornos o curvas isogravimétricas suelen reflejar la existencia de estructuras profundas. Así, por ejemplo, la existencia de curvas o contornos cerrados de un elevado valor, indican la existencia de un anticlinal de una extensión aproximada a la del área cubierta por dichas curvas o contornos (ver fig. 64).

Fig. 64.- Curvas de isovalores Fig. 63.- Estudio Geofísico

Sismografía Del griego seísmos = agitación y grafos = registrar, por medio de una pequeña explosión en un pozo perforado a poca profundidad se produce una agitación de las capas terrestres. Esta agitación se transmite a través de los estratos al igual que las ondas producidas por el lanzamiento de una piedra en un estanque se propagan por la superficie del agua. Dichas ondas penetran naturalmente la corteza terrestre y, al encontrar una capa rocosa, se reflejan y regresan a la superficie, donde son recogidas y registradas por sismófonos estratégicamente colocados. Con el registro de los instantes de llegada de estas ondas a varias estaciones convenientemente ubicadas es posible calcular la velocidad sísmica (la cual varía según la naturaleza de las rocas atravesadas), el tiempo invertido por las ondas en su viaje de ida y vuelta a la capa reflejante, y por tanto la profundidad de las capas y su buzamiento.

Foto 9.- Trabajo de Sismografía 70

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Magnetometría Es bien conocido que la tierra actúa como un enorme imán, pero su campo magnético, en lugar de variar uniformemente, lo hace en forma muy irregular. Estas irregularidades locales son causadas, principalmente, por la diferente permeabilidad magnética de las distintas rocas que constituyen la corteza terrestre. Las más importantes irregularidades locales en el campo magnético de (a tierra son provocadas por variaciones en las rocas del basamento cristalino que yacen debajo de las capas sedimentarias que a veces contienen petróleo). El magnetómetro mide el campo magnético de la tierra en varios puntos, de igual forma como se hace con gravímetro para registrar los cambios de la fuerza de gravedad. De manera idéntica a la descrita para el procedimiento gravimétrico se registran en un croquis los distintos valores medidos en cada estación y se dibujan las curvas o contornos de igual valor magnético. Los resultados del magnetómetro son, por consiguiente, de gran valor en la búsqueda de acumulaciones de petróleo, dado que permiten obtener elementos de  juicio preliminares acerca de la situación estructural de una región, antes de incurrir en gastos mayores utilizando métodos de exploración más lentos y complicados. Pero debe tenerse presente que estos métodos sólo sirven para localizar las estructuras en donde puede haber petróleo; de ninguna manera pretenden ellos determinar la presencia del mineral, esto sólo se logra mediante la perforación.

Fig. 65.- Grafico de Isovalores

Foto 10.- Trabajo de Magnetometría

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UNIDAD 5: ANALISIS Y SOLUCION DE PROBLEMAS GEOLOGICOS ESTRUCTURALES PRACTICOS

TEMA 11:

EJERCICIOS DE LABORATORIO 5.11.1.- Perfil Topográfico Plano Topográfico Escala Cartográfica Elaboración de un Perfil a Partir de un Mapa Topográfico

5.11.1.- Perfil Topográfico Mediante el dibujo de un gráfico, con las distancias en el eje de las x y las altitudes en el eje de las y, se puede trazar el perfil de una sección transversal del terreno que muestre su elevación. Si se exagera la escala de las altitudes, se podrá observar con claridad las formas de las montañas y de los valles.

Para realizar un perfil topográfico es necesario conocer algunos conceptos de topografía: Mapa Topográfico El mapa topográfico es una representación de la superficie terrestre mediante curvas de nivel que tiene como finalidad mostrar las variaciones del relieve de la Tierra. Además de las curvas de nivel, suelen incluirse otras variables geográficas como la vegetación, los suelos, la red hidrográfica, las localidades..., todas ellas con su correspondiente color y símbolo.

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Una curva de nivel es una línea dibujada en un mapa que une puntos que representan a los lugares que están a la misma altitud o altura sobre el nivel del mar. Las curvas de nivel son cerradas, equidistantes y no pueden cortarse entre ellas. Una de cada cuatro o cinco curvas se dibuja con un mayor grosor y se rotula su altitud correspondiente; son las llamadas curvas maestras y, entre ellas, se describen las curvas de nivel intermedias. Escala Cartográfica Las escalas se escriben en forma de fracción donde el numerador indica el valor del plano y el denominador el valor de la realidad. Por ejemplo la escala 1:500, significa que un cm por ejemplo del plano equivale a 500 cm en la realidad. •

Ejemplos: 1:1 , 1:10 , 1:500 , 5:1 , 50:1

Si lo que se desea medir del dibujo es una superficie, habrá que tener en cuenta la relación de áreas de figuras semejantes, por ejemplo un cuadrado de 1cm de lado en el dibujo estará representado un cuadrado de 50.000 cm de lado en la realidad, lo que es una superficie de 50.000 x 50.000 cm². En los mapas suele aparecer una escala gráfica, que es un pequeño rótulo representando una regla graduada, con la equivalencia de la distancia. Para calcular la distancia real debemos medir la distancia en el mapa y multiplicarla por la escala. Para pasar de la distancia real a la representación sobre el mapa debemos dividirla por la escala. Hay que tener en cuenta que siempre obtendremos resultados en las unidades en las que hayamos tomado las medidas. Cuanto mayor sea el denominador más pequeño será el mapa final que obtengamos, decimos que una escala es pequeña cuando obtenemos un mapa pequeño y grande cuando obtenemos mapas grandes para la representación del mismo elemento. Las diferentes escalas nos permiten estudiar fenómenos diferentes. A una escala de 1:50 y 1:100 se pueden estudiar fenómenos de mucho detalle (se puede dibujar una casa, por ejemplo). Esas representaciones se llaman específicamente planos. 73

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Con escalas entre 1:5.000 y 1:20.000 podemos representar planos callejeros de ciudades. Entre 1:20.000 y 1:50.000 podemos estudiar comarcas y municipios. Entre el 1:50.000 y el 1:200.000 podemos estudiar regiones y carreteras. Entre 1:200.000 y 1:1.000.000 podemos ver los países y sus divisiones. A escalas inferiores a 1:1.000.000 podemos ver continentes y hasta el mundo entero. Elaboración de un Perfil a Partir de un Mapa Topográfico Para levantar un perfil o corte de la superficie terrestre se debe utilizar parte de la información que proporciona un mapa topográfico: las curvas de nivel y la escala. Los datos de las curvas de nivel que aparecen en el mapa topográfico se trasladan a un gráfico basado en el sistema de coordenadas: el eje vertical refleja las altitudes y el horizontal, la distancia. Como la finalidad es representar las formas del relieve más características de la zona elegida con la menor deformación posible, el corte debe ser perpendicular a las curvas de nivel, pues de otra manera se falsearían y transformarían las pendientes. La elaboración de un corte topográfico sin el uso de un ordenador requiere varios materiales: lápiz, mapa topográfico de la zona elegida a escala apropiada, papel milimetrado o cuadriculado para facilitar el trazado de líneas, y papel transparente (vegetal o similar) que se colocará sobre la zona escogida para realizar el perfil y sobre el que se trabajará para no estropear el mapa. Tras seleccionar en el mapa la zona a perfilar, se traza una línea recta para unir dos puntos (X y X´) sobre el papel transparente, teniendo en cuenta que debe cortar perpendicularmente las curvas de nivel. Sobre esa línea se marcan cada una de las curvas de nivel del mapa que se cruzan con ella y se anota en cada señal la altitud de la curva con lápiz para que después se pueda borrar. Es conveniente marcar solo las curvas maestras si las curvas de nivel están muy juntas, es decir, si el relieve es muy accidentado.

En el papel milimetrado se dibuja un eje de coordenadas teniendo en cuenta las escalas decididas. El eje horizontal debe tener la misma escala del mapa topográfico. El eje vertical, que presenta la altitud o la elevación del terreno, no debe tener una escala demasiado exagerada y esta se decidirá en función de la topografía de la zona (conviene observar cuáles son las curvas de nivel mayor y menor); por ejemplo, para un mapa de escala 1:50.000 podría ser 1:25.000, sabiendo que 1 cm en el mapa son 100 m de altitud en la realidad.

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