Topografa MineraDocente: Ing. Sal Huamn QuispeUNAMBASUB SEDE HAQUIRAINGENIERA DE MINASSEMESTRE 2016 - 1

GEOLOGA ESTRUCTURAL Y DINMICA GLOBALINTRODUCCINLa Geologa Estructural constituye uno de los pilares del conocimiento Geolgico y su papel y significado ha variado a lo largo del tiempo presentando gran cantidad de sinnimos que actualmente llevan, en ocasiones, a cierto grado de confusin y cuya utilizacin suele depender del uso y la costumbre en las distintas escuelas geolgicas.

El origen de la Geologa Estructural viene de la Geodinmica, una de las tres ramas en las que se dividi la Geologa a principios del siglo XIX y que han perdurado hasta bastante entrado el siglo presente, las otras dos ramas seran la Geognosia y la Geologa Histrica. La Geodinmica sera la rama encargada de la descripcin de los procesos exgenos y endgenos que daban lugar a las estructuras y a los relieves de la Tierra

OBJETIVOS DE LA GEOLOGA ESTRUCTURAL

El primer objetivo de la Geologa Estructural es la descripcin geomtrica de los cuerpos rocosos; desde este punto de vista los cuerpos rocosos pueden ser clasificados en diversos grupos atendiendo a varios criterios: geomtricos; de significado geolgico; de edad de formacin; de los procesos que los origin; de la cohesin mesoscpica durante la deformacin; de los efectos de la deformacin frente a un marco de referencia; y de la distribucin de la deformacin

El segundo objetivo a tener en cuenta es el anlisis cinemtico y dinmico de los procesos que dan lugar a las estructuras que han descrito previamente desde un punto de vista geomtrico; es decir, describir los desplazamientos (deformaciones, rotaciones y traslaciones) que dan lugar a la formacin de una estructura y establecer el modelo de esfuerzo y la naturaleza de las fuerzas que causan dichas deformaciones.Un tercer objetivo consiste en la elaboracin de modelos que expliquen las estructuras descritas. Estos modelos son: de tipo geomtrico cuando interpretan la orientacin y distribucin tridimensional de las estructuras dentro de la Tierra; cinemticos cuando explican la evolucin especfica de una estructura a lo largo del tiempo, desde el estado indeformado hasta la configuracin actual de la estructura.

OBJETIVOS DE LA DINMICA GLOBAL

La aceptacin definitiva por la comunidad cientfica del nuevo paradigma en las Ciencias de la Tierra, la Tectnica de Placas, es relativamente reciente y ello hace que los objetivos de la Dinmica Global estn, en algunos aspectos, an bajo revisin. Estos objetivos son difciles de sistematizar, al contrario de lo que ocurre en el caso de la Geologa Estructural,

EL DESARROLLO HISTRICO DE LA GEOLOGA ESTRUCTURAL Y LA DINMICA GLOBALLas primeras observaciones de la existencia de rocas que estaban fuera de lugar o que haban sufrido algn tipo de proceso que modificaba la superficie de la Tierra se remontan a las experiencias directas de los hombres con los volcanes y los terremotosESFUERZOFUERZA: DEFINICION, TIPOS Y UNIDADES DE MEDIDASe 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 deformacin. Debido a su carcter vectorial, varias fuerzas actuando sobre un mismo punto pueden combinarse o sumarse en una sola y, similarmente.

Las fuerzas del cuerpo o msicas (body forces) estn en relacin 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 centrfuga o las creadas por campos magnticos, por ejemplo. Slo la gravedad es importante en los procesos que dan lugar a deformaciones de las rocas.Las fuerzas de superficie (surface forces) dependen siempre de causas externas al cuerpo y no guardan ninguna relacin con la masa del mismo. Se llaman as porque se puede considerar que son aplicadas a una superficie del cuerpo. Las fuerzas de superficie se subdividen en simples

ESFUERZO: DEFINICION Y UNIDADES DE MEDIDAEl esfuerzo (stress) se define como la fuerza por unidad de superficie que soporta o se aplica sobre un plano cualquiera de un cuerpo. Es decir, es la relacin entre la fuerza aplicada y la superficie sobre la cual se aplica. Es importante comprender esta relacin 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

TIPOS DE ESFUERZO: PRESION LITOSTATICA Y ESFUERZOS DEBIDOS A FUERZAS DE SUPERFICIEDado que existen fuerzas del cuerpo y fuerzas de superficie, los esfuerzos causados por esas fuerzas sern de distintos tipos. En Geologa, 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 cuestin, es decir, fuerzas de superficie, tal como las habamos definido previamente.La gravedad crea el esfuerzo llamado presin litosttica, que es el esfuerzo que sufre un determinado punto de la Tierra debido al peso de las rocas que tiene encima.

Componentes del esfuerzoLos esfuerzos causados por fuerzas de superficie son tambin magnitudes vectoriales, que pueden componerse y descomponerse como tales. Naturalmente, slo pueden componerse los esfuerzos que actan sobre un determinado plano y, de forma similar, cuando un vector esfuerzo que acta sobre un plano se descompone, las componentes obtenidas slo actan sobre ese plano.En el caso general, un vector esfuerzo que acta sobre un plano lo hace oblicuamente a l. Un esfuerzo que acte perpendicularmente a un plano se denomina esfuerzo normal, y uno que acte paralelamente a un plano, esfuerzo de cizalla

ESTADO DE ESFUERZO. EL TENSORDE ESFUERZO Y EL ELIPSOIDE DEESFUERZO.

Cualquier punto del interior de la Tierra est sometido a un complejo sistema de esfuerzos.Esto es debido a que sobre l acta el peso de las rocas que tiene encima, que no slo se aplica en direccin vertical sino que es en cierto modo transmitido en todas la direcciones, aunque no siempre con el mismo valor. Adems, las rocas adyacentes pueden transmitirle fuerzas que puedenprovenir de causas diversas.

CLASES DE ESTADO DE ESFUERZOLos estados de esfuerzo se clasifican en uniaxial, biaxial y triaxial, segn que dos, uno o ninguno de los esfuerzos principales sea cero:Estado de esfuerzo uniaxial: slo existe un esfuerzo principal. La figura geomtrica que lo representa es un par de flechas de igual magnitud y sentidos opuestos.Estado de esfuerzo biaxial: slo existen dos esfuerzos principales, la figura que lo representa es, en el caso general una elipse, formada por las puntas de todos losvectores, si stos son tensionales, o por el extremo de las colas si son compresivos

Estado de esfuerzo triaxial: existen tres esfuerzos principales: s1 , s2 y s3 . La figura es en este caso un elipsoide salvo que s1 sea compresivo y s3 sea tensional, en cuyo caso no puede hablarse de elipsoide de esfuerzo, aunque s de estado y de tensor de esfuerzo. Los esfuerzos triaxiales son los normales en la naturaleza y se subdividen en poliaxiales, axiales e hidrostticos:Estado de esfuerzo poliaxial: s1 > s2 > s3 . Los tres esfuerzos principales son diferentes y la figura que lo representa es un elipsoide de tres ejes (Fig.1-8).

Figura 1-8- Elipsoide triaxial poliaxial mostrando los esfuerzos principales.

Estado de esfuerzo axial: s1 = s2 o bien s2 = s3 . Dos de los esfuerzos principales son iguales y la figura que lo representa es un elipsoide de revolucin, es decir, uno cuya superficie puede ser generada girando una elipse al rededor de uno de sus ejes. En este caso, hay infinitos planos principales: el perpendicular al eje de revolucin y todos los que lo contienen.Estado de esfuerzo hidrosttico: s1 = s2 = s3 . Los tres esfuerzos principales son iguales y la figura que lo representa es una superficie esfrica. En este caso, los esfuerzos en todas direcciones son iguales y todos son principales, es decir, todos actan sobre planos perpendiculares a ellos.

.-CIRCULO DE MOHR PARA ESFUERZOSAunque en la naturaleza los estados de esfuerzo son siempre triaxiales, a menudo se trabaja como si uno de los esfuerzos principales no contara para nada. No es que sea cero, sino que un esfuerzo principal, p. ej. s3 , no influye para nada en los planos que lo contienen. Entonces, se puede trabajar en el plano definido por los esfuerzos principales s1 y s2 y calcular esfuerzos y

Figura 1-9- Clculo de las componentes normal y de cizalla sobre in plano cualquiera en dos dimensiones

DEFORMACINDEFINICION Y TIPOSDefinimos deformacin Como cualquier cambio en la posicin o en las relaciones geomtricas internas sufrido por un cuerpo como consecuencia de la aplicacin de un campo de esfuerzos y explicamos que una deformacin puede constar de hasta cuatro componentes: translacin, rotacin, dilatacin y distorsin. En el caso general, una deformacin las incluye a todas, pero deformaciones particulares pueden constar de tres, dos o una de las componentes.

Las deformaciones son causadas por esfuerzos, de forma que ambos conceptos estn ligados por una relacin de causa a efectoLas dos primeras componentes de la deformacin producen cambios en la posicin del cuerpo, pero no de su forma ni de sus relaciones geomtricas internas. Ante deformaciones de ese tipo, el cuerpo se mueve como un objeto rgido y, por ello, se llaman deformaciones de cuerpo rgido o movimientos rgidos.

Figura 2-1- Las cuatro componentes de la deformacin ilustradas con la cabeza de un trilobite junto a un trilobite completo deformado.

La deformacin interna puede clasificarse atendiendo a distintos criterios. El primero de ellos es la continuidad: si una deformacin interna no separa ningn par de puntos materiales que estuvieran juntos antes de la deformacin se dice que es continua o afn.denomina discontinua o no afn (Fig.2-2). Este ltimo caso implica que han intervenido discontinuidades, bien porque han sido creadas por la deformacin en cuestin, bien porque yaexistan y han sido utilizadas por la deformacin.

Figura 2-2- Deformacin continua o afn (arriba) y discontinua o no afn (abajo).

DEFORMACIONES

Figura 2-3- Deformacin homognea e inhomognea.

Figura 2-4- Deformacin por plegamiento de dos capas. La deformacin es continua e inhomognea. Se ha dibujado un pequeo elemento cbico en el estadio indeformado para apreciar la distorsin. El vector desplazamiento para un punto de ese elemento ha sido tambin representado.

Figura 2-7- Vector desplazamiento y trayectoria de un punto material en una deformacin inhomognea (arriba)y campo de desplazamiento para una superficie de esa misma deformacin.

Figura 2-8- Campos de desplazamiento para una deformacin homognea (arriba) e inhomognea (debajo).

Figura 2-9- Seis tipos diferentes de deformacin. A-translacin, B- rotacin. C, D y E - deformacin interna homognea, F- deformacin interna inhomognea.

desplazamiento es homogneo. Todas las dems deformaciones representadas tienen campos de desplazamiento heterogneos, aun cuando la deformacin interna sea homognea, como en C, D y E.

MEDIDA Y REPRESENTACION DE LA DEFORMACION INTERNA

Las deformaciones del cuerpo rgido se miden por parmetros que expresan el cambio de posicin: la translacin rgida por la distancia recorrida por el cuerpo y la rotacin rgida por el ngulo que ste ha girado. La deformacin interna utiliza parmetros de tres tipos diferentes, que miden respectivamente cambios en la longitud de las lneas, cambios en los ngulos y cambios en volumen.

TIPOS ESPECIALES DE DEFORMACION INTERNASegn que los ejes de la deformacin giren o no en el transcurso de la misma, la deformacin se clasifica en rotacional y no rotacional. deformacin no rotacional es el de las Figs.2-19 y 2-20. En la ltima puede apreciarse que el eje mayor de la elipse finita, por ejemplo, tiene siempre la misma orientacin a lo largo de la deformacin progresiva. Deformacin rotacional puede darse si existe una distorsin y, adems, una rotacin rgida simultnea. Sin embargo, la rotacin rgida no es imprescindible, como luego veremos, y existen deformaciones rotacionales que no la incluyen.La deformacin interna puede clasificarse tambin en dos tipos segn que los ejes de la deformacin permanezcan fijos o no a las mismas partculas materiales. Se define deformacin coaxial como aquella en la que s permanecen fijos y deformacin no coaxial como aquella en la que no permanecen fijos.

REOLOGA, COMPORTAMIENTO MECNICO DE LAS ROCAS

CUERPOS TERICOS Y ANALOGAS MECNICAS

Este captulo trata del comportamiento de las rocas al serles aplicado un campo de esfuerzos. El comportamiento se estudia en el laboratorio en condiciones muy variadas, algunas de las cuales pretenden simular las condiciones naturales, y se lleva a cabo sometiendo a las rocas a esfuerzos suficientes como para producir deformacin interna.

Comportamiento elsticoEl comportamiento elstico, tambin denominado Hookeano o de Hooke, en honor al fsico que lo investig, es aquel en el cual existe una relacin linear, es decir, de proporcionalidad directa, entre el esfuerzo aplicado y la deformacin obtenida y, adems, la respuesta es instantnea. Un cuerpo perfectamente elstico que se deformase una cierta cantidad al serle aplicado un esfuerzo,

Comportamiento viscosoEl comportamiento viscoso se caracteriza por una relacin de proporcionalidad directa entre el esfuerzo aplicado y la velocidad de deformacin obtenida. En este caso, la deformacin es permanente, es decir, no desaparece si se elimina el esfuerzo. Se define expresamente para un esfuerzo de cizalla y una deformacin por cizallamiento simple:comportamiento viscoso linear o Newtoniano, en honor de Newton. En este caso, la ecuacion constitutiva es:t = m . ,donde m se denomina viscosidad. La viscosidad es, por tanto, la relacin entre el esfuerzo de cizalla aplicado y la velocidad de deformacin por cizallamiento simple obtenida. El inverso de la viscosidad se denomina fluidez (=1/ m).

Comportamiento plsticoSe denomina comportamiento plstico perfecto o de Saint Venant, al de los materiales que no se deforman en absoluto hasta que el esfuerzo aplicado alcanza un cierto valor. Una vez alcanzado ese valor o esfuerzo de cesin, el cuerpo se deforma de manera continua hasta que el esfuerzo sea retirado o disminuya, en cuyo caso, la deformacin alcanzada permanece, es decir, el cuerpo no se recupera en absoluto.

COMPORTAMIENTO DE LAS ROCAS EN EL LABORATORIOConsiste en una cmara hermtica llena de un lquido que puede someterse a presin y en la cual se introduce la muestra, un pistn, que suele moverse de abajo arriba empujado por un lquido a presin, y un yunque o tope superior. La muestra suele tener una forma cilndrica y dimensiones del orden de unos pocos centmetros. Se la protege con una especie de chaqueta metlica, en general de cobre, para aislarla del lquido que llena la cmara y para evitar que se disgregue cuando se rompe.

Ensayos de corta duracinYdeformacin tpica de una roca sometida a un ensayo de este tipo. Al principio, el esfuerzo aumenta mucho y la deformacin muy poco, dando una recta casi vertical.

esfuerzo se denomina esfuerzo lmite de elasticidad, y se suele denotar como s . A partir de ese esfuerzo, la grfica cambia de pendiente, y con pequeos incrementos de esfuerzo se consiguen grandes

Ensayos de larga duracinCuando se hacen ensayos de este tipo se observa que esfuerzos pequeos, inferiores al esfuerzo de cesin, aplicados durante largo tiempo pueden dar lugar a deformaciones permanentes considerables. Este fenmeno es apreciable a veces en losas de mrmol y paredes de edificios, que se comban por efecto de su propio peso a lo largo de los aos, y se conoce como creep o reptacin

FACTORES QUE INFLUYEN EN EL COMPORTAMIENTO DE LAS ROCAS

DEFORMACIN A ESCALA CRISTALINAINTRODUCCION A LOS MECANISMOS DE DEFORMACIONLas rocas estn compuestas, por lo general, por fragmentos minerales llamados granos, que tienen estructura cristalina. La excepcin la constituyen algunas rocas sedimentarias formadas por acumulacin de partculas coloidales o de fragmentos orgnicos y algunas rocas volcnicas enfriadas tan rpidamente que los granos no han tenido tiempo de formarse y que, por tanto, tienen una textura peculiar llamada vtrea.

Los mecanismos o modos secundarios de deformacin son los que introducen discontinuidades en la red cristalina

DEFORMACION POR TRANSLACIONEl maclado es el mecanismo de deformacin dctil que opera cambiando la orientacin de partes enteras de un cristal, formando maclas. Un cristal maclado se considera un slo elemento cristalino con varios elementos.

El deslizamiento intracristalino consiste en que una parte del cristal desliza sobre otra parte del mismo a lo largo de una superficie densamente poblada de la red y en una direccin que es tambin una lneaprincipal del cristal. Esto se debe a que, para deslizar,

los enlaces entre los tomos a un lado y otro de la superficie de deslizamiento, deben romperse y volver a reconstruirse de nuevo con otro tomo

Los defectos cristalinos pueden ser puntuales o adimensionales, lineares o unidimensionales y planares o bidimensionales. Los defectos puntuales son las vacantes, los tomos intersticiales y los tomos impureza Las dislocaciones son esenciales en la deformacin dctil de los cristales porque permiten que los enlaces vayan rompindose y volvindose a unir poco a poco a lo largo de una superficie de deslizamiento

La unidad de translacin de una dislocacin se llama vector de Burgers y normalmente es la distancia ms corta de la clula cristalina en la direccin de deslizamiento. Su movimiento se denomina migracin de dislocaciones. Lasdislocaciones pueden ser de tres tipos, de filo, helicoidales y de lazo.

Las dislocaciones de filo (edge) son rectas y perpendiculares a la direccin de translacin de los tomos, que coincide con la de movimiento de la propia dislocacin.Las dislocaciones helicoidales (screw) son rectas y paralelas a la direccin de translacin de los tomos, pero la propia dislocacin avanza en una direccin perpendicular a s misma Las dislocaciones de lazo (loop), son lneas curvas y, por tanto, con cualquier orientacin con respecto a la direccin de translacin. Ellas mismas se mueven en una direccin ms o menos radial y, una vez que han atravesado

Muchas dislocaciones son de este tipo, y tanto las de filo como las helicoidales pueden ser estar unidas por dislocaciones curvas. A menudo los distintos tipos y, especialmente, las curvas, se cierran formando anillos de dislocacin queempiezan en una zona del cristal y se van extendiendo a lo largo de l

Dislocacin de tipo lazo y microfotografa de dislocaciones de este tipo desarrolladas en feldespato deformado.

sistemas de deslizamiento independientes en cada grano, sean de maclado o de deslizamiento intracristalino. Esta regla se conocecomo criterio de Von Mises.

Como varios sistemas de deslizamiento actan simultneamente en la deformacin de un cristal, las dislocaciones

La multiplicacin de dislocaciones correspondientes a sistemas oblicuos entre s es la causa del endurecimiento por deformacin (strain hardening).

Deformacin por deslizamiento intracristalino de un grano y reorientacin de los planos de deslizamiento

DEFORMACION POR DIFUSIONLa difusin es un mecanismo de deformacin consistente en que numerosos tomos o iones de los cristales cambian de posicin movindose, bien por el interior del cristal, bien por los lmites de grano. Esta migracin de iones permite a los granos deformarse y al agregado fluir lentamente (creep) en respuesta a los esfuerzos. Cuando la difusin se realiza por el interior de los granos se denomina creep de Nabarro- Herring y cuando lo hace por los lmites de grano, creep de Coble.

Un tercer tipo de difusin se produce cuando existen fluidos en la roca, bien en microfracturas, bien simplemente en los intersticios entre granos. El componente mayoritario de los fluidos suele ser el agua y por pequea que sea la cantidad de ella existente, a las elevadas presiones y temperaturas del interior de la corteza terrestre, el agua y los fluidos que la acompaan tienen una gran capacidad para disolver los cristales.

Deformacin de un agregado por deslizamiento intercristalino.

RECUPERACION Y RECRISTALIZACIONEl deslizamiento intracristalino provoca una acumulacin progresiva de dislocaciones que dificulta el progreso de la deformacin dctil Sin embargo, en determinadas condiciones, existen procesos que tienden a eliminar muchas de las dislocaciones existentes en el cristal. Estos procesos operan sobre todo a temperaturas elevadas y producen el efecto de debilitamiento por deformacin (strain softening), contrario al endurecimiento por aumento de dislocaciones. Los dos procesos que eliminan dislocaciones son la recuperacin o restauracin y la recristalizacin.

Los fragmentos estn separados por superficies de dislocacin, que se llaman subjuntas. Al microscopio, los fragmentos se extinguen en distintas posiciones de la platina, pero los fragmentos adyacentes se extinguen en posiciones prximas.

Las subjuntas se denominan lmites de bajo ngulo. Cuando el giro de unos elementos con respecto a los adyacentes supera unos 10, la superficie de contacto se denomina lmite de alto ngulo y los fragmentos se denominan y consideran nuevos granos. El proceso de formacin de nuevos granos se conoce como recristalizacin, y tambin como poligonizacin,

El templado consiste en calentar el material sin someterlo a esfuerzos, con lo cual aumenta el tamao de sus granos y, adems, stos no contienen dislocaciones debidas a deformacin. El tamao de grano aumenta debido a que algunos lmites de grano emigran a travs de otros y algunosgranos son incorporados a otros.

La formacin de nuevos granos puede producirse tambin a la vez que la deformacin, llamndose en este caso recristalizacin dinmica o sintectnica. La formacin de lmites de alto ngulo y nuevos granos es uno de los procesos principales y da lugar a granos de menor tamao que los originales, es decir, conlleva una reduccin del tamao de grano. No obstante, tambin se pueden producir migraciones de los lmites de grano y nucleacin de nuevos granos.

Combadura y distorsin de la red cristalina con acumulacin de dislocaciones (derecha, arriba) y migracin de las mismas hacia lmites de bajo ngulo (izquierda) y alto ngulo (derecha). En el primer caso se forman subgranos y en el segundo nuevos granos. En este ltimo, el proceso se describe tambin como poligonizacin.

muestra los mecanismos dominantes en el caso de que la temperatura y el esfuerzo sean suficientemente grandes como para producir recristalizacin. La nucleacin predomina a altos esfuerzos y bajas temperaturas, mientras que la migracin de los lmitesde grano predomina a altas temperaturas.

MECANISMOS QUE OPERAN EN DIFERENTES CONDICIONES AMBIENTALESLa deformacin de los agregados cristalinos suele llevarse a cabo por una combinacin de varios de los mecanismos descritos. No obstante, algunos mecanismos contribuyen ms que otros en determinadas condiciones, siendo los factores que ms influyen la temperatura, el esfuerzo diferencial y el tamao de grano. Segn sea la temperatura de deformacin, se habla de deformacin a baja T o a alta T. El lmite se establece en una temperatura que es entre 1/2 y 1/3 de la temperatura de fusin del mineral en cuestin. La deformacin de baja T se llama a menudo cold working (trabajo en fro), una denominacin extraida de la terminologa metalrgica, al igual que muchos otros en lo que a deformacin a escala cristalina se refiere. La de alta T se denomina hot working.

A bajas temperaturas (0 a 350C aproximadamente) y grandes esfuerzos diferenciales predomina la cataclasis o rotura, el maclado, el kinking, la disolucin-cristalizacin y el deslizamiento intracristalino por migracin de dislocaciones, acompaado de endurecimiento por deformacin. A temperaturas mayores (350 a 550C) predomina el deslizamiento intracristalino acompaado de recuperacin y recristalizacin y si las temperaturas son an mayores (550 a 800C), la difusin por el interior del cristal o creep de Nabarro-Herring pasa a ser dominante.

Mapa de deformacin para el olivino

COMPORTAMIENTO FRGIL-Definicin de falla.-Reconocimiento de los elementos geomtricos que las caracterizan.-Clasificacin de las fallas.-Criterios de reconocimiento.-Representacin cartogrfica.-Asociaciones de fallas.-Fallas inversas y cabalgamientos.-Fallas normales.-Fallas de desgarre.

CRITERIOS TEORICOS DE FRACTURACION DE COULOMB Y GRIFFITHEsencialmente, existen dos tipos de fracturas en las rocas: las producidas por esfuerzos tensionales y las producidas por esfuerzos de cizalla. Las primeras se llaman fracturas de tensin y se producen segn superficies aproximadamente perpendiculares a la direccin de aplicacin del esfuerzo tensional. Una vez creadas, las dos partes del cuerpo a ambos lados de la fractura tienden a separarse, dejando un hueco que puede ser ocupado por precipitados minerales o por material fundido que se encuentre en las proximidades. Cuando no se rellena, la fractura se denomina grieta si es grande y fisura si es pequea.

La razn de que esto suceda es que los planos sometidos al mximo esfuerzo de cizalla, estn sometidos, tambin, a un esfuerzo normal bastante fuerte, en general, y que ese esfuerzo, actuando perpendicularmente al plano de posible fractura, tiende a impedir su movimiento, debido al rozamiento. En efecto, la fuerza de rozamiento que hay que superar para deslizar unlabio de la falla sobre el otro

ENVOLVENTE DE MOHR O CURVA INTRNSECASi se somete a una determinada roca a una serie de experimentos de corta duracin en una prensa triaxial, puede obtenerse una lnea de fracturacin emprica, es decir experimental. Normalmente se fija la presin confinante, o sea, la presin del lquido que rodea a la muestra, que representa el menor de los esfuerzos principales, y se va aumentando el esfuerzo en la direccin vertical hasta que la roca rompe.

Clculo del coeficiente de friccin para distintas rocas.

Resistencia ala fracturacin de areniscas y argilitas (sandstones y shales respectivamente) y clculo de la envolvente de Mohr

Lnea de fracturacin y resistencia plstica a varias temperaturas para una caliza

En el comportamiento dctil, se produce cesin o fallo dctil (ductile failure), es decir, cuando las rocas no soportan ms esfuerzo se deforman dctilmente. Debido a que la resistencia plstica es una lnea horizontal para cada temperatura, a T constante el

- Lnea de fracturacin y resistencia plstica a varias temperaturas para una caliza.

Influencia de la presin de fluidosYa se ha mencionado que las rocas suelen tener poros o intersticios y que stos suelen estar llenos de fluidos. A cierta profundidad, la temperatura hace que estos fluidos estn en parte o totalmente en estado gaseoso y dado el poco espacio que tienen, ejercen una presin sobre los granos que rodean los intersticios.

La presin de fluidos decrece y la deformacin contina producindose dctilmente hasta que un nuevo aumento de la misma de lugar a nuevas fracturas o abra ms la ya existentes.

Apertura progresiva de venas (arriba) y crecimiento sintectnico de cristales fibrosos en ellas (debajo). Obsrvese la curvatura de las fibras (por ejemplo, la a-a) debida al cambio en la direccin de apertura de la vena. A la derecha, detalle de los cristales fibrosos, curvados en este caso, crecidos en continuidad cristalogrfica con granos de roca de las paredes de la vena.

los cristales crecen tapizando las paredes de la grieta, formando lo que se denominan drusas. Cuando los cristales son alargados y perpendiculares a las paredes dan lugar a las llamadas texturas en peine, tpicas p. ej., del cuarzo. Muchas veces la apertura de las fisuras y la precipitacin de cristales son procesos continuos y los cristales son aciculares y al crecer todos paralelos dan agregados fibrosos con las fibras perpendiculares a la pared de la vena u oblicuas (Fig.5-17). Se denominan fibras de crecimiento sintectnico a estos cristales, que pueden crecer desde las paredes de la vena hacia el centro o al revs

Experimento de fracturacin con la caja de arena.

- Teora de fracturacin de Anderson.

CREACION Y MOVIMIENTO DE LAS FALLASLas fallas son fracturas de cizalla con un movimiento relativo apreciable. En rocas que no estn fracturadas previamente, las fallas, como cualquier otro tipo de fracturas, se crean cuando el estado de esfuerzo es tal que en planos determinados de la roca se cumple la condicin de fracturacin, que viene dada por la envolvente de Mohr de esa roca. Como la superficie terrestre es siempre un plano principal del elipsoide de esfuerzo y como aproximadamente es horizontal a gran escala, dos de los esfuerzos principales cerca de la superficie deben ser horizontales y uno vertical. Un modelo sencillo de generacin de fallas a poca profundidad es el conocido como la teora de fracturacin de Anderson.

GRACIAS, POR SU ATENCIN

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