Deformación de la Corteza Terrestre
Sabemos que nuestro planeta Tierra es dinámico. La meteorización, los procesos gravitacionales y la erosión causada por el viento, el agua y el hielo contribuyen a la continua deformación de la corteza terrestre. Además, se encuentran las fuerzas tectónicas deforman la rocas de la corteza. 

Existen muchas evidencias a simple vista de esta deformación, como lo son los miles de kilómetros de estratos que se encuentran doblados, con plegamiento, volcamientos y en ocasiones fracturados. En las montañas Rocosas canadienses, por ejemplo, algunas unidades de roca han sido empujadas sobre otras de manera casi horizontal durante centenares de kilómetros.

En menor medida, cuando ocurren terremotos de importante magnitud, la corteza puede llegar a moverse unos pocos metros a lo largo de las fallas. La expansión y extensión de la corteza terrestre (zonas de divergencia) producen depresiones alargadas y en los largos intervalos de tiempo geológico crean cuencas oceánicas.


Geología Estructural

La actividad tectónica ha moldeado la corteza terrestre durante millones de años; los principales cinturones montañosos que se ven en el planeta contienen rocas que pueden contener restos fósiles de organismos marinos a miles de metros por encima del nivel del mar actualmente. 

Las unidades de roca están intensamente plegadas, como si fueran de masilla. Incluso en el interior estable de un continente, las rocas pueden aportar información sobre la historia de deformación a las que han sido sometidas, pudiéndose observar en afloramientos de capas mucho más profunda de la corteza terrestre.

Los geólogos estructurales son los encargados de estudiar la arquitectura de la corteza terrestre y como esta ha ido cambiando durante el tiempo. Con el estudio de la deformación de pliegues, fallas y rasgos a pequeña escala de las rocas deformadas, los geólogos pudieron determinar los ambientes geológicos originales, y la naturaleza de los esfuerzos que produjeron esas estructuras geológicas. 

De este modo se están descifrando los complejos acontecimientos que constituyen la historia geológica del planeta. Las estructuras geológicas básicas asociadas con la deformación son los pliegues, las fallas, las diaclasas principalmente, y la foliación.


Deformación

La deformación es un término que se refiere a todos los cambios tamaño, forma, orientación o posición de una masa rocosa. La mayor proporción de la deformación de la corteza terrestre tiene lugar en los márgenes de las placas tectónicas. Los movimientos de las placas y las interacciones a lo largo de sus límites generan las fuerzas tectónicas que provocan la deformación de las unidades de roca.


Fuerza y Esfuerzo

Cuando se habla de deformación, entra en juego la fuerza, que de acuerdo a la definición clásica como todo agente capaz de modificar la cantidad de movimiento o la forma de los materiales. Para describir las fuerzas que deforman las rocas, la geología estructural utiliza el término esfuerzo, la cual es definido como la cantidad de fuerza aplicada sobre un área determinada. 

La magnitud de esfuerzo no es simplemente una función de la cantidad de fuerza aplicada, sino también esta relacionada sobre el área sobre la cual esta fuerza actúa. Los esfuerzos pueden aplicarse de manera uniforme en todas las direcciones (presión de confinamiento) o de manera no uniforme (esfuerzo diferencial).


Tipos de Esfuerzo

Como se hizo referencia, los esfuerzos hacen referencia a la fuerza aplicada a un área determinada. La unidad de medida habitual es el kg/cm². En la naturaleza, según la dirección en la que es aplicada la fuerza, se pueden observar tres tipos de esfuerzos: la compresión, la tensión y la cizalla.

  • Compresión: es el esfuerzo al que son sometidas las rocas cuando se comprimen por fuerzas dirigidas unas contra otras a lo largo de un mismo eje. Cuando los materiales son sometidos a este tipo de esfuerzos, tienden a acortarse en la dirección del esfuerzo mediante la formación de pliegues o fallas según que su comportamiento sea dúctil o frágil.
  • Tensión: es el resultado de las fuerzas que actúan a lo largo del mismo eje pero en dirección opuesta. Este tipo de esfuerzo actúa alargando o separando las rocas.
  • Cizalla: es el esfuerzo en el cual las fuerzas actúan en paralelo pero en direcciones opuestas, lo que da como resultado una deformación por desplazamiento a lo largo de planos pocos espaciados. En la Figura 1, podemos observar los distintos tipos de esfuerzos observados en la geología estructural.

Distintos tipos de esfuerzos observados en la geología estructural
Fig. 1. Tipos de Esfuerzos observados en la Geología Estructural.


¿Cómo se deforman las rocas?

Cuando las rocas son sometidas a esfuerzos que superan su propia resistencia, empiezan a deformarse, lo que puede generar un plegamiento o una fractura. Las condiciones y ambientes de deformación de las rocas son muy variados, ya que pueden encontrarse desde niveles superficiales hasta 40 kilómetros de profundidad. 

Generalmente, este proceso de deformación ocurre bajo condiciones de presión y temperatura bastante altas (generalmente de 10 kilobares y más de 1000 ºC). Para poder interpretar las condiciones de formación de cada estructura, es imprescindible asociarla a un nivel estructural.

Se entiende por niveles estructurales a cada una de las partes de la corteza terrestre en que los mecanismos dominantes de la deformación permanecen iguales (ver en la Figura 2).

Si consideramos el límite superior a la superficie de la Tierra, en dirección hacia el centro del planeta, se pueden definir tres niveles estructurales en donde las rocas tienen sufren un comportamiento particular. 

A medida que profundizamos, las condiciones de presión y temperatura aumentan, por lo que las rocas tienen un comportamiento más dúctil.

  • Nivel estructural superior: se localiza desde la superficie de la corteza (depende de la altitud del terreno) hasta el nivel de referencia de 0 m., aunque puede llegar a más profundidad. La presión y temperatura no son muy elevadas y las rocas tienden a tener un comportamiento frágil.
  • Nivel estructural medio: se sitúa entre la cota de los 0 m. y unos 4.000 m. de profundidad. El mecanismo predominante es la flexión debido al comportamiento dúctil de las rocas. En este nivel se generan los pliegues.
  • Nivel estructural inferior: es el nivel donde ocurre los procesos de metamorfismo y se localizan entre los 4.000 m. hasta un máximo de 10.000 m. de profundidad. En los niveles más superficiales domina el aplanamiento, con el frente superior de esquistosidad. A mayor profundidad, dominan las estructuras de flujo, con pliegues acompañados siempre de esquistosidad y foliación. Su límite inferior viene marcado por el inicio de la fusión y la presencia del granito de anatexia.

Se entiende por niveles estructurales a cada una de las partes de la corteza terrestre en que los mecanismos dominantes de la deformación permanecen iguales
Fig. 2. Niveles estructurales de la Corteza Terrestre.


Tipos de Deformación

Cuando una roca se deforma plegándose, se dice que la deformación es dúctil y cuando se fracturan es que la deformación es frágil. Según el comportamiento de la roca, existen tres tipos: deformación elástica, deformación plástica y deformación frágil.

  • Deformación elástica: es aquella cuando la roca tiene un comportamiento, tras cesar el esfuerzo, que logra recuperar su forma original. En general, las rocas son poco elásticas en niveles muy superficiales, pero si pueden lograr cierta elasticidad cuando son sometidas a alta presión y temperatura en niveles inferiores de la litósfera.
  • Deformación plástica: es aquella cuando la roca es sometida a una deformación que supera el límite elástico, sufriendo una deformación plástica, por lo que a partir de este punto no puede recuperar su forma original, por lo que las deformaciones se consideran irreversibles y permanentes.
  • Deformación frágil: es aquella deformación permanente y también la interrupción entre los puntos contiguos del material, como por ejemplo los observados en las fallas, diaclasas, cabalgamientos y mantos de corrimiento.


Pliegues

Durante la formación de las montañas, las rocas sedimentarias y volcánicas suelen doblarse en una serie de ondulaciones semejantes a ondas, la cual son denominadas como pliegues

Los pliegues de los estratos sedimentarios se parecen mucho a los que se formarían si se doblara una hoja de papel por sus extremos y fueran empujando uno hacia otro. En la naturaleza los pliegues vienen en una gran variedad de tamaño y configuraciones.


Partes de un Pliegue

Con las partes de un pliegue, permiten a los geólogos caracterizarlos y clasificarlos. Estas son definidas a continuación:

  • Líneas de cresta: son las curvas que unen los puntos más elevados de la superficie curvada.
  • Líneas de valle: son las curvas que unen los puntos más bajos de la superficie curvada.
  • Flanco: es cada uno de los lados del pliegue.
  • Eje: es el lugar de los puntos de curvatura máxima. También se puede definir como la línea que resulta de la intersección entre el pliegue y el plano axial.
  • Plano axial: es la superficie que contiene los ejes de los pliegues de varios estratos.
  • Inmersión: es el ángulo que forma una línea (o eje del pliegue) con el plano horizontal medido sobre un plano vertical que contenga esa línea. El valor de la inmersión de una línea varía entre 0º y 90º. En la Figura 3, se puede observar cada una de las partes de un pliegue.

Partes de un pliegue
Fig. 3. Partes de un pliegue.


Clasificación y Tipos de Pliegues

Los dos tipos de pliegues más comunes se denominan anticlinales y sinclinales. Cada uno de los tramos de un estrato o conjunto de capas comprendidos entre los puntos de inflexión es un pliegue, por el que se da una sucesión de formas cóncavas seguidas de otras convexas y a la inversa.

Si consideramos un tren de pliegues, periódicamente se repiten y alternan formas convexas o antiformes, y formas cóncavas o sinformes.

  • Pliegue Anticlinal: se forma casi siempre por plegamiento convexo, o arqueamiento, de las capas de roca. Los anticlinales afloran, a veces de manera espectacular, en los puntos donde las carreteras atraviesan estratos deformados. En los pliegues anticlinales, los materiales más antiguos se localizan en el núcleo.
  • Pliegues Sinclinales: son los pliegues cóncavos, o surcos, en la que los materiales más modernos se localizan en el núcleo. Los pliegues sinclinales, como se mencionó anteriormente, se encuentran asociados a los pliegues anticlinales.


Clasificación de los pliegues de acuerdo al plano axial

Existen diferentes clasificaciones que emplean criterios distintos para denominar los pliegues. La clasificación que se presenta en este artículo es una de las más precisas, y tiene en cuenta la inclinación del plano axial:

  • Pliegue recto: es aquel que tiene la superficie del plano axial vertical.
  • Pliegue inclinado: es aquel donde la superficie axial está inclinada. En este caso los flancos no tienen necesariamente el mismo buzamiento, y si uno de ellos rebasa la verticalidad, entonces tenemos un flanco invertido.
  • Pliegue tumbado: es aquel donde la superficie del plano axial es horizontal.
  • Pliegue en abanico: es aquel que tiene convergencias en dos direcciones opuestas, con dos planos axiales que se abren en forma de abanico.

En la Figura 4, se puede observar un esquemático de cada uno de los pliegues descritos de acuerdo a su plano axial.


Pliegue recto, pliegue inclinado, pliegue tumbado y pliegue en abanico
Fig. 4. Tipos de pliegue de acuerdo a su plano axial.


Mecanismos de Plegamiento

Para un buen entendimiento del plegamiento, debe recurrirse a la tectónica de placas. Los movimientos de las placas litosféricas, en sus límites constructivos y destructivos, son los responsables de la mayor parte de los procesos de plegamiento y fracturación que actúan sobre la corteza terrestre.

Estos conceptos son intrínsecos a la tectónicas de placas, por lo que se mencionan los tipos de límites, con indicación del mecanismo de plegamiento o fracturación dominante.


Límites Divergentes

Los límites divergentes son aquellos en donde las celdas convectivas que actúan en el manto elevan material magmático hacia la superficie, éste al enfriarse va generando nueva corteza y a su vez va "empujando" a la corteza más antigua. 

La corteza generada puede ser continental u oceánica, dependiendo si la corteza se generó fuera o dentro del océano. Estos límites a su vez hacen que las placas se muevan y generan otros tipos de límites entre ellas.


Límites Convergentes

Cuando dos placas chocan se dice que tienen un margen convergente, el cual puede ser de dos tipos:

Corteza continental chocando con corteza continental. Estas colisiones provocan grandes cadenas montañosas con una gran cantidad de estructuras plegadas y el mayor mecanismo de deformación. 

En este tipo de colisión es muy frecuente la formación de grandes mantos de cabalgamiento. Ejemplo es la placa de la India chocando con la placa de Eurasia formando la cadena montañosa del Himalaya.

Corteza oceánica chocando con corteza continental. Este límite da a pie a zonas de subducción, en las cuales la placa oceánica se desliza por debajo de la placa continental, esto se debe a la diferencia de densidades entre ellas, ya que las cortezas oceánicas son más densas que las cortezas continentales.

Existe otro tipo de límites, que son los transformantes que tienen menor incidencia como mecanismo de plegamiento. En la Figura 5, podemos observar los distintos tipos de límites de placas y su ubicación en la Tierra.


Los movimientos de las placas litosféricas, en sus límites constructivos y destructivos, son los responsables de la mayor parte de los procesos de plegamiento y fracturación que actúan sobre la corteza terrestre.
Fig. 5. Tipos de límites de placas y su ubicación en la Tierra. 


Fallas y Diaclasas

Un material tiene un comportamiento frágil cuando se rompe, fracturándose bruscamente tras ser sometido a un esfuerzo. Cuando en el estudio de las rocas se hace referencia a la deformación frágil, se dice que ocurre un fracturamiento de los materiales en forma de diaclasas o fallas.

Las diaclasas se refiere al plano de fractura a favor del cual no se produce desplazamiento de los bloques que quedan a ambos lados de esta.

Las fallas constituyen la deformación frágil más frecuente en la geología, en consecuencia, al igual que en el caso de los pliegues, se trata de uno de los elementos más representados en la geología estructural. 

Pueden tener longitudes desde pocos metros hasta centenares de kilómetros, como por ejemplo la falla de San Andrés en California, Estados Unidos.

Los movimientos repentinos de las fallas son normalmente los responsables de la mayoría de los terremotos. Muchas fallas antiguas han permanecido inactivas.


Partes de una Falla

Las fallas se visualizan como planos o superficies que dividen una porción del terreno desplazando una con respecto a la otra, ya sea en la vertical, en la horizontal o en ambos sentidos. Los elementos que definen una falla son:

  • Plano de falla: es la superficie de rotura sobre la que se produce el movimiento de un bloque sobre el otro.
  • Labio levantado: es la porción del terreno o bloque con un movimiento de ascenso con respecto al labio hundido.
  • Labio hundido: es el bloque del terreno con un movimiento descendente con respecto al labio levantado.
  • Dirección de la falla: es el ángulo que forma con el norte geográfico la línea que resulta de la intersección de un plano imaginario horizontal con el plano de falla.
  • Buzamiento de la falla: es el ángulo que forma el plano de la falla con un plano horizontal imaginario, medido en la línea de máxima pendiente.
  • Espejo de falla: es la superficie pulida que se visualiza sobre el plano de falla como consecuencia de la fricción entre los dos bloques.
  • Estrías de falla: son las hendiduras sobre el plano de falla por presión y fricción entre los dos bloques.
  • Techo de falla: es la superficie rocosa que está inmediatamente por encima de la falla.
  • Muro de falla: es la superficie rocosa que está inmediatamente por debajo de la falla.
  • Salto de falla: es el desplazamiento de un bloque o labio con respecto al otro, medido en las componentes vertical y horizontal.


Características y Tipos de Falla

Según el tipo de desplazamiento que tengan los bloques uno respecto a otro (ver Figura 6), así como que se trate de movimientos en la vertical u horizontal, pueden definirse los siguientes tipos de falla:

  • Fallas normales: se produce cuando ocurre un desplazamiento vertical por esfuerzos distensivos cuando el bloque de techo se desplaza hacia abajo con respecto al bloque de muro.
  • Fallas inversas: se produce cuando ocurre un desplazamiento vertical por esfuerzos compresivos cuando el bloque de muro se desplaza hacia arriba con respecto al bloque de techo.
  • Fallas en dirección: son planos de fractura con desplazamiento en la horizontal paralela a la dirección de la falla. Se dan en todas las escalas, pueden recorrer desde centenares de kilómetros y afectar a toda la corteza o tratarse de pequeños accidentes que acompañan a los pliegues.
  • Las fallas transcurrentes, transformantes o de desgarre: son un tipo de fallas horizontales o en dirección que afectan a la litósfera y cortan a las dorsales oceánicas.

Fallas normales, fallas inversas, fallas en dirección y fallas transcurrentes.
Fig. 6. Tipos de Fallas.

Fuentes:
  • Tarbuck, E. y Lutgens, F. (2005). Ciencias de la Tierra. 8va. Edición. Pearson Education.
  • Autor desconocido. (2019). Geología Estructural. post.geoxnet.com.

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