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Transcript
Profesor C.G. Ramonell
Universidad Nacional del Litoral
FACULTAD DE INGENIERÍA
Y CIENCIAS HÍDRICAS
Cátedra de Geomorfología
Guía Nº 3
GEOLOGÍA ESTRUCTURAL. MAPAS GEOLÓGICOS
INTRODUCCIÓN
1.
En los Trabajos Prácticos Nº 1 y Nº 2 se conocieron los principales materiales geológicos que
constituyen la mayor parte de la Corteza Terrestre, analizándose varias de sus propiedades
específicas de interés, tales como sus texturas, estructuras, composiciones mineralógicas,
características de porosidad y permeabilidad, resistencias relativas a la rotura o a la alteración, etc. En
este sentido, otros rasgos igualmente importantes de las rocas son las dimensiones y las formas de
los cuerpos que integran, ya que, al combinar estos dos parámetros con los anteriores, quedarán
definidas sus particularidades como sitios de almacenamiento/transferencia de aguas subterráneas,
como constituyentes de laderas y/o geoformas en la superficie terrestre, o como materiales de asiento
de estructuras antrópicas. Así, ese será el primer tema que se tratará en esta guía de contenidos.
2.
Además de ello, debe tenerse presente que los esfuerzos endógenos actuando en la Corteza
Terrestre no sólo modificarán algunos de los rasgos “de detalle” de las rocas (aparición de porosidad
por fractura, por ejemplo), sino que también podrán originar cambios en las formas y las dimensiones
originales de los cuerpos rocosos, por lo que el estudio de las deformaciones tectónicas de los
materiales corticales constituirá el segundo tema a desarrollar aquí.
3.
Por otro lado, una de las consecuencias posibles de aquellos esfuerzos y deformaciones
tectónicas es la de modificar el sitio de yacencia original de las rocas, ubicándolas a niveles más
próximos a la superficie terrestre, o haciéndolas formar parte de la misma, directamente. Un resultado
similar podría ser ocasionado si una región fuera rebajada considerablemente por la erosión de los
agentes exógenos, actuando a través del tiempo geológico. De una u otra manera, los cuerpos de
roca expuestos en el terreno aparecerán con geometrías variadas en los afloramientos, como
resultado de la intersección de sus formas específicas, con la topografía local del área. A modo de
ejemplo, consideremos una hipotética sucesión de 20 estratos horizontales, cada uno de ellos con 5 m
de espesor y de forma tabular: la disposición de esta secuencia, vista en planta (o desde un avión, por
caso), sólo permite visualizar el techo del estrato rocoso superior; sin embargo, si el trabajo
combinado del ascenso tectónico y la erosión generaran un cerro de forma cónica en esos mismos
materiales, desde el aire observaríamos a los diferentes estratos formando fajas concéntricas. Esta
temática será analizada en tercer lugar, bajo la denominación genérica de diseños de afloramiento.
4.
Todos los aspectos anteriores están más o menos presentes en las síntesis gráficas que
utilizan los geólogos en sus reportes, entre las que veremos a los mapas geológicos, como último
tema del Trabajo Práctico Nº 3.
FORMAS Y DIMENSIONES ORIGINALES DE LOS CUERPOS ROCOSOS
5.
La Figura 1 es un perfil geológico esquemático, en el que se muestran algunas de las formas
comunes que tienen los cuerpos de rocas ígneas, tanto intrusivos como efusivos; la escala del gráfico
da una primer idea de los tamaños posibles. La roca de caja ha sido representada mediante líneas
finas subhorizontales que indican, además, la disposición de una hipotética estructura que posee (así,
esas líneas podrían estar sugiriendo la estructura planar de ciertas metamorfitas, tales como
esquistos o gneisses, o representando superficies de estratificación de rocas sedimentarias). Nótese
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que existen cuerpos intrusivos que están dispuestos de acuerdo a la orientación que tiene la
estructura de la roca de caja, mientras que otros la atraviesan en direcciones distintas.
6.
La Figura 1 requiere de un examen más o menos detallado, y es conveniente hacer esta tarea
antes de seguir leyendo el texto. De esa manera, puede advertirse que existen cuerpos como el
indicado con la letra B, por ejemplo, que están formados por más de un tipo textural o composicional
de roca ígnea; además, se nota que las rocas volcánicas en K y L, emparentadas por su origen común
en el intrusivo F, son petrográficamente diferentes entre sí. Características como las señaladas son
frecuentes en las masas ígneas, y su descripción e interpretación son de gran interés para los
geólogos que las estudian. Sin embargo, en lo que hace a este Curso, nos importan básicamente dos
aspectos de la temática: entender cómo pueden continuarse hacia el subsuelo las rocas (siempre que
no hayan sido deformadas por fuerzas tectónicas, como se verá luego), y conocer los aspectos
sobresalientes de los paisajes que forman cuando se encuentran en superficie. Algunas menciones de
lo último se harán en los párrafos siguientes para las rocas ígneas y metamórficas, aunque el tema
será estudiado en particular en el Trabajo Práctico Nº 4 (Geomorfología Estructural. Patrones de
Redes de Drenaje).
Figura 1.
7.
En principio, conviene separar a las masas de rocas ígneas intrusivas de las volcánicas; como
se mencionó al final del párrafo 5, aquellas pueden diferenciarse en concordantes o discordantes,
según estén ubicadas de acuerdo o en desacuerdo a la orientación de la estructura de la roca de caja.
En la Fig. 1, los cuerpos discordantes son, por ejemplo, el A, el B, y los indicados como E, mientras
que los concordantes son el D, el F y los señalados como G. Cada una de estas masas rocosas
posee un nombre técnico propio (por ejemplo, la de A se llama batolito, stock la de B, lacolito la de D,
etc.), pero nosotros nos referiremos a ellas con el término genérico de plutones, excepto para los
2
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casos E y G, en donde mantendremos la denominación específica de diques (o filones) y filonescapa, respectivamente.
8.
Aunque la Fig. 1 tenga una indicación de escala, los tamaños de las masas intrusivas y
efusivas son muy variables. A modo de ejemplo, considérese el que podría tener una colada lávica:
sus dimensiones dependerán de una combinación particular de factores tales como el volumen de
lava emanado, su viscosidad y contenido de gases, la topografía de la superficie por la que fluye, la
pendiente de tal superficie, etc. A pesar de esto, muchos cuerpos de lava solidificados tienen
geometrías lenguadas o lobuladas en planta, y, volumétricamente, forman prismas entre tubulares y
tabulares (más específicamente, filiformes). Por lo tanto, existe cierta independencia entre los
parámetros de forma y tamaño de un cuerpo de origen ígneo y, en adelante, las magnitudes que se
mencionarán deben tomarse como orientativas, correspondiendo a las más frecuentes entre las
observadas en la Corteza Terrestre.
9.
Los diques y filones-capa son cuerpos de rocas filoneanas de forma tabular, cuyos espesores
normalmente se miden en decímetros, metros o decámetros, y en ocasiones en hectómetros. En
sentido perpendicular, sus dimensiones llegan a ser kilométricas (o menores). Las rocas que
componen ambos tipos de cuerpos pueden ser tanto ácidas (p.e., pegmatitas) como básicas (p.e.,
diabasas), aunque es frecuente que estas últimas aparezcan como filones-capa, siempre y cuando la
estructura de la roca de caja sea la adecuada.
10.
Los plutones restantes poseen distintas formas, como se insinúa en la Fig. 1: desde
irregulares (casos A y B), hasta tubulares (caso C) y lenticulares (casos D y F; en estos cuerpos, los
espesores pueden alcanzar algunos kilómetros). En todos ellos, los rasgos comunes son que están
integrados por rocas plutónicas, y que, observados en planta, ocupan áreas de entre menos de 1 km 2
(p.e., C) hasta varias centenas de km 2 (como en los cuerpos tipo A o F).
11.
Cuando las masas de rocas intrusivas quedan expuestas en la superficie de los continentes,
dan origen a paisajes cuya topografía general está influida, en principio, por tres variables: las formas
y los tamaños originales de los cuerpos que componen, y sus resistencias a la erosión, comparadas
con las que tienen las rocas adyacentes (en este caso, las rocas de caja). Esta última característica
está asociada al desarrollo de elevaciones y depresiones relativas, producto de la erosión diferencial
de litologías con resistencias intrínsecas diferentes. De esta manera, un dique o filón-capa
relativamente grande podrá formar, a nivel de geoforma, una cresta (o depresión) filoneana, de
acuerdo a si es más (o menos) resistente que la roca que intruyó. De igual modo, las plutonitas darán
origen a domos (o cubetas) plutónicos.
12.
Con relación a los cuerpos integrados por rocas efusivas, estos nos resultan más familiares
en mayor o menor grado, ya que las formas básicas asociadas son los conos volcánicos y las
coladas lávicas, que en la Fig. 1 se han indicado con las letras J, K y L, y H, respectivamente.
Algunas características propias de las coladas, como la variabilidad de sus tamaños o la geometría
(tridimensional y en planta) de sus formas fueron mencionadas en el párrafo 8; las vulcanitas que las
componen pueden ser ácidas (tipo riolita), mesoácidas (tipo andesita) o básicas (tipo basalto).
13.
Mientras que los espesores “ordinarios” de las coladas volcánicas se miden en metros (o en
decámetros), sus longitudes pueden ser hectométricas o kilométricas (las formadas por basaltos
pueden medirse en decenas de kilómetros también). Aquí es preciso diferenciar las coladas formadas
desde erupciones centrales (es decir, de un centro eruptivo puntual, como lo es un volcán), de las
originadas en erupciones fisurales (a través de complejos de fracturas profundas); a este último tipo
estuvieron asociados los basaltos que afloran en el NO de Corrientes y en Misiones, que se extienden
en un área de 1.200.000 km 2 de la superficie y subsuelo de la Cuenca Chaco-Paranaense. Las
erupciones fisurales originan cuerpos de forma tabular, principalmente.
14.
Respecto de los conos volcánicos, sus dimensiones estarán condicionadas por las mismas
causas expuestas en el párrafo 8, además del número y características de las erupciones que los
fueron edificando a través del tiempo (en este sentido, ya se habrá notado que la composición
litológica de los tres volcanes dibujados en la Fig. 1 es sustancialmente diferente). De este modo, en
los grandes aparatos volcánicos del planeta los desniveles hasta las cimas se miden en miles de
metros, y el diámetro de sus bases en decenas de kilómetros. Sean tan grandes o mucho más
pequeños, los volcanes poseen formas que varían entre la cónica, y la dómica-lenticular (es decir,
como una lenteja cortada según su diámetro, y con la convexidad dirigida hacia arriba).
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15.
Finalmente, el cuerpo I de la Fig. 1 está representando un campo de cenizas volcánicas,
depositadas por gravedad en las inmediaciones del centro eruptivo J. Ese modo de depositación hace
que las formas que poseen los cuerpos de rocas piroclásticas lleguen a ser similares a las que tienen
las rocas sedimentarias, que se comentarán en los párrafos 18 y 19. En general, las tobas e
ignimbritas yacen en cuerpos tabulares como parte de secuencias estratificadas, cuyos espesores
individuales oscilan entre centímetros y varios metros. Los cuerpos de ignimbrita, en particular, llegan
a extenderse en áreas de unas pocas decenas de miles de km 2, o menos.
16.
En cuanto a las masas de rocas metamórficas, sus tamaños y formas dependerán,
básicamente, del tipo e intensidad del metamorfismo que las generó. Las metamorfitas originadas por
metamorfismo térmico o de contacto, por ejemplo, aparecen como aureolas de decenas o centenas
de metros de ancho alrededor de los cuerpos de rocas ígneas intrusivas, mientras que las cataclasitas
forman prismas tabulares, con espesores decimétricos a hectométricos. Por su parte, los cuerpos
rocosos producidos por metamorfismo regional, sea este de soterramiento o dinámico-térmico, tienen
dimensiones de algunos órdenes de magnitud más grandes que los mayores formados por plutonitas.
17.
Las rocas metamórficas que afloran en los macizos montañosos tienen su estructura planar
dispuesta de manera inclinada o vertical, pero casi nunca horizontal (p.e., la Fig. 3A, libre de escala,
bien podría estar representando un afloramiento de filitas, esquistos y/o gneisses). Así, la erosión
diferencial de estos terrenos producirá crestas y depresiones metamórficas, como geoformas
sobresalientes.
18.
En lo que respecta a las rocas sedimentarias, los cuerpos elementales, o “indivisibles”, que
componen ya son conocidos: los estratos. Teniendo en cuenta la diversidad de ambientes de
sedimentación donde se forman los estratos, se entenderá fácilmente que sus dimensiones
horizontales (o sea, la extensión areal original del estrato) son altamente variables. Así, un estrato de
limolitas formado, por ejemplo, en el fondo de una laguna, podría seguirse lateralmente por decenas,
centenas o miles de metros, o decenas de kilómetros, de acuerdo al tamaño original de la laguna.
Esto no nos permite dar cifras orientativas como las dichas para las rocas ígneas y metamórficas,
pero vale para remarcar que el espesor y la distribución o extensión areal de un estrato (o sucesión
de estratos) son parámetros que deben ser definidos en cada caso particular, mediante su
observación directa en afloramientos o perforaciones, o inferidos desde otras vías de estudio del
subsuelo, como sísmica, geoeléctrica, etc. Lo que hay que tener bien presente es que un estrato tiene
una dimensión finita, como cualquier cuerpo de origen ígneo o metamórfico, por lo que en algún lado
de la superficie del terreno o del subsuelo terminará, poniéndose en contacto lateral con un cuerpo de
roca diferente. La Fig. 2 ilustra varios tipos de terminaciones laterales de un estrato que, con
excepción del tipo E, son originales del momento en que se formaron.
Figura 2.
19. Independientemente de sus tamaños o del ambiente y mecanismo de sedimentación particulares,
las formas originales comunes de los estratos son: la tabular, la lenticular, la filiforme, la cuneiforme
(i.e., un prisma con sección transversal semejante a una cuña), y la mantiforme (en la que el techo del
estrato reproduce la topografía del paisaje sobre el que se depositó).
DEFORMACIONES TECTÓNICAS DE LOS CUERPOS DE ROCAS
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20. Una consecuencia ordinaria en los cuerpos de rocas sometidos a esfuerzos de compresión,
torsión o distensión, es la modificación de la actitud espacial que tenían al momento de su formación.
Por tal motivo, una sucesión de estratos horizontales puede quedar yaciendo como los representados
en los bloques tridimensionales de la Fig. 3. Si consideramos que ambos gráficos tienen la misma
orientación geográfica, es claro que la posición espacial de las capas en ambos difiere: en la Fig. 3B
ellas inclinan hacia el Este, mientras que en la Fig. 3A lo hacen hacia el Sur. Aunque las distintas
direcciones de inclinación de las dos series de estratos son el resultado de esfuerzos tectónicos que
actuaron con orientaciones diferentes, lo que aquí se pretende destacar es que se necesitan
conceptos auxiliares que nos permitan describir las dos situaciones presentadas en la Fig. 3, y las
múltiples que tienen los cuerpos rocosos en los distintos sitios de la superficie o subsuelo terrestres.
Para ello existen los conceptos de rumbo y buzamiento, que sirven para definir la actitud espacial de
cualquier estructura geológica planar (superficies de estratificación, planos de esquistosidad o
foliación, planos de fractura, etc.) o lineal (p.e., orientación de clastos cilíndricos en un estrato
conglomerádico).
Figura 3A.
Figura 3B.
21.
En la Fig. 3A, la intersección de una hipotética “superficie horizontal del agua” con la superficie
de estratificación es una línea (horizontal, por supuesto) identificada como “dirección de capa”, que
nosotros denominaremos línea de rumbo. Así, podemos definir el rumbo de una estructura planar
como el ángulo horizontal formado entre la línea de rumbo y la línea del Norte. Mientras que en la Fig.
3B los estratos tienen rumbo Norte-Sur (o N-S, o, lo que es igual, de 0º), en la Fig. 3A se disponen
según un rumbo Este-Oeste (o de 90º). Por su parte, el buzamiento de una estructura planar hace
referencia al máximo ángulo vertical medido entre esa estructura y un plano horizontal (imaginario o
real). En Clase se mostrará que, con ayuda de una brújula geológica, las mediciones del rumbo y
buzamiento de planos y líneas geológicas son muy sencillas.
22.
Como se definió arriba, el buzamiento verdadero siempre se mide en dirección perpendicular
al rumbo, y desde la superficie horizontal de referencia hacia abajo; tal como lo ilustra la Fig. 3B, uno
podría observar un rango continuo de buzamientos aparentes en distintos perfiles o cortes orientados
en forma oblicua o paralela a la línea de rumbo. Por otro lado, es preciso definir la dirección de
buzamiento de una estructura, ya que los estratos de la Fig. 3, de rumbo N-S y buzamiento de 45º E,
bien podrían haber estado buzando al Oeste. Precisamente, los cuerpos tabulares de pegmatita en la
Fig. 1 tienen ángulos de buzamiento similares, pero el de la izquierda se distingue por su dirección de
buzamiento opuesta a la de los restantes.
23. Con los conceptos previos, estamos en condiciones de abordar más cómodamente la temática de
las deformaciones de las rocas a los fines del Práctico, o sea, desde una perspectiva descriptiva, no
genética. De acuerdo a que la deformación haya involucrado principalmente rotura o no de los
materiales geológicos, se diferencian las deformaciones discontinuas de las continuas,
respectivamente. Estas últimas son los pliegues, de los que trataremos en primer lugar sus
elementos constitutivos y geométricos, que se muestran en la Fig. 4. Así:
- la charnela es la zona de máxima curvatura de un pliegue o, lo que es lo mismo, la zona donde se
registra la máxima deformación. De esta definición resulta que en la Fig. 4 hay dos pliegues (existen
dos zonas de charnela), mientras que en la Fig. 5 sólo se reconoce un único pliegue.
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- el flanco de un pliegue es la parte del mismo situada entre dos charnelas consecutivas o, mejor aún,
la zona del pliegue donde la deformación ha sido mínima (o no se la registra, directamente).
- el plano axial es el plano imaginario que divide al pliegue en dos partes a través de la zona de
charnela. El ángulo “a” en la Fig. 4 mide la vergencia del plano axial, que es el ángulo complementario
al del buzamiento del mismo.
- el eje del pliegue es la línea imaginaria que resulta de la intersección del plano axial con la estructura
geológica involucrada en la deformación (que, en el caso de las Figuras 4 y 5, son superficies de
estratificación). El ángulo “a” en la Fig. 5 mide el buzamiento del eje del pliegue, que en la Fig. 4 es
horizontal (tiene un buzamiento de 0º).
- finalmente, el ángulo de abertura es el que se mide entre dos flancos consecutivos de un pliegue
(p.e., los ángulos de abertura en la Fig. 4 son más grandes que el que aparece en la Fig. 6).
Figura 4.
Figura 5.
6
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Figura 6.
Figura 7.
24.
Es claro que todos los pliegues ejemplificados en las Figuras 4, 5 y 6 difieren entre sí,
haciendo necesaria una clasificación de los distintos tipos posibles. Entre las varias que existen en
geología, sólo veremos tres elementales, de manera simplificada, que son:
- según el valor del ángulo del ángulo de abertura, por el que se distinguen los pliegues abiertos (aa
 mayor de 120º), los cerrados (aa menor de 120º), y los isoclinales (aa  a 0º).
- según la inclinación del eje, por lo que se diferencian los pliegues de eje horizontal, inclinado o
buzante, y vertical (sucesivamente ilustrados por los casos A, B y C de la Fig. 6).
- según la inclinación del plano axial, a partir de lo que se reconocen los pliegues de plano axial
vertical (Fig. 4 y 5, casos A, B y C de la Fig. 6), inclinado (D y F de la Fig. 6), y acostado o tumbado
(Fig. 6, E).
25.
Como los parámetros considerados en cada clasificación son distintos, las tres pueden
combinarse de modo tal que el pliegue de la Fig. 6B es uno cerrado, de plano axial vertical y eje
buzante 45º N. Además, habría que hacer referencia al tamaño de la deformación, puesto que las
dimensiones de un pliegue pueden medirse en centímetros o decenas de kilómetros. En este sentido,
es común que los flancos de las estructuras mayores estén deformados con pliegues de menor
jerarquía.
26. A pesar de que existen decenas de denominaciones técnicas para algunos tipos de pliegues
específicos, hay algunas que no se pueden ignorar, dada su frecuencia e importancia en la Corteza (y
en los informes geológicos). Estas son:
- Anticlinal: estrictamente, es un pliegue en el que las rocas más antiguas que integran la serie
deformada se hallan en el núcleo (o zona más interna) del mismo. Sin embargo, el término aparece
frecuentemente usado para describir aquellos pliegues donde la charnela es convexa hacia arriba, se
cumpla o no la condición anterior.
- Sinclinal: es la estructura de significación opuesta a un anticlinal.
- Domo estructural: es un anticlinal cuyos flancos buzan en todas las direcciones del espacio.
- Cubeta estructural: es la estructura de significación opuesta a un domo estructural.
27.
Las deformaciones discontinuas se llaman genéricamente fracturas, entre las que se
reconocen dos tipos básicos: las fallas y las diaclasas. La diferencia entre ambas radica en la
existencia, o no, de desplazamientos relativos entre los bloques fracturados, respectivamente. Como
en el caso de los pliegues, aquí no hay discriminación de los tamaños de la deformación, aunque un
plano de diaclasa puede seguirse en el terreno por decenas o centenas de metros a lo sumo, mientras
que un plano de falla también podría llegar a rastrearse por más de mil kilómetros.
28.
La Fig. 7 muestra un sistema de diaclasas producido por esfuerzos compresivos que también
originaron un pliegue; ese sistema está integrado por cuatro juegos de actitud espacial diferente,
denominados en el gráfico según su relación con el eje del anticlinal. En cada juego puede medirse la
frecuencia de diaclasas, contando cuántas existen a lo largo de una trayectoria perpendicular a sus
rumbos (nótese como aumenta la frecuencia de fracturas “longitudinales” en las zonas de charnela,
que pasan a ser sitios de porosidad y/o permeabilidad incrementadas; otra importancia de las
diaclasas es que disminuyen la resistencia mecánica intrínseca de las rocas afectadas). La Fig. 7
ilustra correctamente un caso real, si consideramos que la capa dibujada tiene 1 o 2 m de potencia,
por ejemplo.
29.
Por su parte, la Fig. 8 permite definir los elementos constitutivos o asociados a las fallas.
Básicamente, estos son:
7
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- el plano de falla, sobre el cual ocurrió (o está ocurriendo) el movimiento relativo de los bloques
producidos por el fracturamiento. En este plano se mide el desplazamiento o rechazo real de la falla
(AA’), aunque a veces sólo es posible evaluar las componentes de ese desplazamiento por separado,
sea en la vertical (AB) o en las direcciones horizontales (BC y CA’). En muchas ocasiones los planos
de falla son simplificaciones académicas, ya que estas zonas están representadas por fajas más o
menos anchas de rocas trituradas, o cataclásticas.
- el escarpe de falla, que es la parte del plano de falla con expresión topográfica (o aflorante), y sobre
el que pueden evaluarse rasgos propios del fallamiento, como estrías de fricción, por ejemplo.
- el bloque techo, que es el que se sitúa por encima del plano de falla (A’ en la Fig. 8), y el bloque
base, ubicado por debajo del mismo.
- el bloque elevado y el bloque hundido (A y A’, respectivamente, en la Fig. 8), en el caso de que el
desplazamiento según un plano vertical sea  0.
Figura 8.
30.
La nomenclatura que veremos de los tipos de falla es más simple, aún cuando existen varias
clasificaciones atendiendo a diferentes parámetros, como en el caso de los pliegues. En la Fig. 9 se
ilustran algunas variedades de fallas, cuyas denominaciones comunes son:
- Falla Directa (Fig. 9, 1): en la que las rocas del bloque techo se sitúan a cotas más bajas que las
mismas del bloque base (ver también Fig. 12).
- Falla Inversa (Fig. 9, 2): es la contraria a la directa. Las fallas inversas de bajo ángulo de
buzamiento se llaman cabalgamientos.
- Falla Transcurrente o de rumbo (Fig. 9, 3): en la que el movimiento a través del plano de falla
ocurre según su rumbo, sin desplazamientos significativos en la vertical. Las fallas transcurrentes
pueden ser sinestrales (el bloque de enfrente se mueve o movió hacia la izquierda, como en la Fig. 9)
o, caso contrario, dextrales.
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Figura 9.
31.
A pesar de que en todas las ilustraciones de esta Guía los planos de falla son rectos, en la
naturaleza también existen planos curvos. Independientemente de ello, los rechazos de falla pueden
medirse en centímetros, metros o kilómetros; los dos primeros órdenes de magnitud pueden ser
logrados instantáneamente en una falla, mientras que el último corresponde a valores acumulados del
desplazamiento de los bloques a través de decenas de millones de años. Las asociaciones de dos o
más fallas con rechazos importantes dan lugar a fosas y pilares tectónicos, y a bloques
basculados (en aquellas donde el movimiento resultante semeja al de una tecla de piano cuando es
oprimida). Cada una de estas unidades estructurales puede abarcar superficies tan pequeñas como 3
o 4 km2, o miles de km 2 también: las Sierras Pampeanas de Córdoba, San Luis, La Rioja, etc., poseen
un estilo estructural de bloques basculados, mientras que las sierras del Este de Jujuy y Salta tienen
otro mucho más complejo, en el que se combinan grandes pliegues tumbados y cabalgamientos,
denominado faja plegada y corrida.
DISEÑOS DE AFLORAMIENTO DE CUERPOS DE ROCA
32.
En la Fig. 3B pudo apreciarse cómo se modifica el modo de presentarse de una estructura
planar, según el corte en que se la mire. Obviamente, ese diagrama no se asemeja a un paisaje
natural, mientras que las ilustraciones de las Figuras 10 y 11 son una mejor aproximación a ello. El
bloque diagrama de la izquierda en la Fig. 10 muestra el diseño de afloramiento de un estrato
horizontal que asoma en un valle, en el que se han marcado las curvas de nivel correspondientes; el
cuadro de abajo contiene la vista en planta de ese estrato, tal como aparece visto desde el aire, o
cartografiado sobre una base topográfica. En el bloque tridimensional de la derecha se ilustra el modo
de afloramiento de una sucesión de estratos horizontales en un relieve de valles y elevaciones. En
síntesis, el corolario de la Fig. 10 es que, en una topografía de valle, el diseño de afloramiento de un
estrato horizontal (o de cualquier estructura geológica planar horizontal, como un filón-capa o dique
ígneos, por ejemplo) será como una letra “V” que apunta hacia aguas arriba del valle, y que se ubica
paralela a las curvas de nivel.
Figura 10.
33. En los tres juegos de la Fig. 11 se han representado, de arriba a abajo sucesivamente, capas
verticales, inclinadas en dirección contraria a la pendiente del valle, e inclinadas en igual dirección que
esta. En el primero de los casos, las estructuras verticales aparecerán vistas desde el aire como fajas
rectas (o líneas rectas, si se trata de planos de falla), cualquiera sea el relieve que intersecten. En el
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segundo, el diseño de afloramiento semejará la letra “V” igual que en el asomo de un estrato
horizontal, pero con la diferencia que la estructura será oblicua a las curvas de nivel, cruzándolas.
Este último rasgo también lo presenta la ilustración inferior, aunque el vértice de la letra “V” está
dirigido hacia aguas abajo en los valles (y, como es de esperar, hacia aguas arriba en los interfluvios).
Figura 11.
34.
Excepto en el caso de capas verticales, el resto de los diseños de afloramiento produce
espesores aparentes siempre mayores a los espesores reales de los estratos (contrariamente a los
buzamientos aparentes, como los de la Fig. 3B, que siempre serán menores que los buzamientos
verdaderos). Todos estos aspectos deben ser tenidos en cuenta cuando la geología de una región es
evaluada desde una fotografía aérea (lo que se hará en el Trabajo Práctico Nº 4), para evitar
desaciertos en la estimación de las potencias de las capas, o hasta la identificación de falsos pliegues:
en efecto, si se compara el plano horizontal del bloque diagrama de la Fig. 5 con el rectángulo de la
Fig. 10, se notará que el diseño de afloramiento de los estratos es idéntico, aunque la capa de la Fig.
10 no está plegada. Por otro lado, todos estos conceptos previos mejorarán la lectura de un mapa
geológico.
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MAPAS GEOLÓGICOS
35.
Los mapas geológicos representan la distribución areal de los diferentes tipos de rocas y de
estructuras tectónicas, tal como aparecen en la superficie del terreno de una región determinada. No
son simples esquemas o esbozos ilustrativos, sino síntesis gráficas de información, con normas
precisas de construcción. En ellos, la litología se presenta mediante colores o rastras estandarizadas,
mientras que las estructuras se muestran con símbolos de uso internacional.
36.
Existen mapas de índole geológica más específicos que los indicados arriba, como los mapas
hidrogeológicos, los estructurales, los geomorfológicos, etc., etc., que ahora no serán considerados
por razones de conocimiento y tiempo. Esos mapas también se construyen siguiendo pautas
establecidas.
37.
Es raro que un mapa geológico se presente como información aislada, ya que lo normal es
que sea parte de un reporte técnico o científico que contiene todos los detalles sintetizados por el
mapa, mas otros que son poco posibles o imposibles de incluir en él, como la distribución de rocas en
el subsuelo, por caso. De esta manera, si un cuerpo de roca determinado ocupa una porción ínfima
del mapa, uno no debe anticiparse a creer que esa roca no es importante en la constitución geológica
del área, ya que podría estar extendida (o no) en el subsuelo de la región mapeada.
38.
Sintetizando, un mapa geológico común permite conocer la naturaleza real de las propiedades
comentadas en el párrafo 1 para una zona determinada, siguiendo a los fines que allí también se
indicaron. Su análisis o estudio será una necesaria primer aproximación a la geología del área, lo que
estará condicionado por el grado de detalle del mapa y de las descripciones asociadas.
39.
El último de los ejercicios a realizar en este Trabajo Práctico será con mapas geológicos
verdaderos elaborados por la Secretaría de Minería de la Nación, en la forma de boletines que
integran la “Carta Geológico-Económica de la República Argentina”. En tal oportunidad se explicarán
detalles sobre los mismos, desde la forma de adquirirlos, hasta cómo se organizan las referencias
litológicas a un costado del mapa propiamente dicho. Ahora es preciso conocer que, en muchos de
esos mapas, las rocas no aparecen cartografiadas según la especie litológica precisa (p.e., granito,
gneiss, arenisca) sino como unidades litoestratigráficas: es decir, como cuerpos de rocas
(sedimentarias, ígneas y/o metamórficas) o de sedimentos, distinguibles y delimitables de los
adyacentes por una a varias de sus características litológicas. De esta manera, una sucesión de
estratos de conglomerados, areniscas, limolitas, etc., podría ser definida como una unidad
litoestratigráfica y mapeada como tal, siempre y cuando los atributos que la distinguen se mantengan
casi constantes en un área considerable. En principio, esto evita la cartografía “estrato por estrato”
que, de acuerdo al espesor de los mismos y a la escala del mapa, podría tornarse una tarea
imposible.
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Sin embargo, el propósito de la definición de unidades litoestratigráficas es bien diferente, y
aquí vale una ejemplificación que resultará algo extraña al comienzo: en el planeta hay más de 5000
millones de seres humanos vivos, la mayoría de ellos completos y todos parecidos entre sí, salvo
ligeras diferencias en altura, color de pelo o piel, etc., etc. A pesar de esto, todos tenemos nombre y
apellido (y también un número cifrado) que nos diferencia de cualquier semejante: somos individuos a
cierta escala, y no nos andamos reconociendo por nuestras dentaduras, huellas digitales o “señas
particulares” policíacas. Justamente, las unidades litoestratigráficas se definen para poner “nombre y
apellido” a los cuerpos de roca que existen en la Corteza Terrestre, con el objetivo final de
inventariarlos y ordenarlos, tanto en el tiempo como en el espacio. Los seres humanos también
estamos inventariados y ordenados, de diversas maneras.
41.
Existen jerarquías en la clasificación litoestratigráfica, siendo la más importante de todas la de
la formación geológica, que es la primera en definirse. Luego pueden reconocerse o no miembros
dentro de una formación (aquí sí se empieza a considerar la especie litológica, o un rasgo litológico
menor, pero sobresaliente del resto de la formación, como el color de una roca), o reunir varias
formaciones en un grupo. Al definir una unidad litoestratigráfica primero se la describe en sus rasgos
que la distinguen y delimitan de los cuerpos de roca con los que está en contacto, después se define y
describe detalladamente un perfil tipo y/o área tipo donde pueden verse claramente sus rasgos
intrínsecos y sus límites, y por último se le da el rango y nombre correspondiente (por ejemplo, Fm.
Paraná, si el perfil tipo se encuentra en la ciudad de Paraná o sus inmediaciones). En la Argentina han
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Profesor C.G. Ramonell
sido definidas centenas de formaciones geológicas, pero sólo una fracción de ellas ha sido aceptada
por el uso “cotidiano”; inclusive, un mismo cuerpo de roca suele tener jerarquías o denominaciones
diferentes en la misma o distintas zonas en las que aflora, dadas por los distintos autores que,
sucesivamente, lo han estudiado.
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En la definición de unidades litoestratigráficas tienen mucha importancia los contactos entre
los cuerpos de roca. En principio, ellos se dividen en concordantes y discordantes: los límites del
estrato punteado que aparece en A, B, C y D de la Fig. 2 son todos contactos concordantes, mientras
que en E sólo son concordantes los del techo y la base de esa capa; allí, el pasaje a la roca “con
círculos” se da mediante la superficie de discordancia que cruza en forma oblicua al gráfico. Una
superficie de discordancia (o contacto discordante) representa un lapso de tiempo en el que no hubo
sedimentación o primó la erosión; generalizando este concepto para incluir a las rocas ígneas y
metamórficas, las discordancias son superficies que separan a cuerpos de roca de diferente edad (y
así, todas las masas intrusivas de la Fig. 1 tienen contactos discordantes con las rocas de caja).
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El perfil geológico de la Fig. 12 fue construido a partir de la correlación litoestratigráfica de los
sondeos de perforación realizados en “a”, “b”, “c”,…”f”. Allí se registraron terminaciones abruptas de
las capas (no originales, entonces) a lo largo de la línea “t-s”, producto del fallamiento de la secuencia
que puso en contacto discordante a los estratos “u” y “v”, por ejemplo. Las implicancias de esa
discordancia de origen tectónico (una falla directa, en este caso) serían considerables a los fines
prácticos, si la capa “w” fuera un acuífero confinado entre los impermeables “v” y “x”, con la zona de
recarga al Oeste del gráfico.
44. En la Fig. 13 se muestra una clara superficie de discordancia entre la formación “4” y las
infrayacentes, de origen erosivo en este caso, y no tectónico como en el anterior. En otras palabras,
hay varios tipos de discordancias, con sus denominaciones específicas (p.e., discordancia angular,
erosiva, local, etc.). Si la formación “4” de la Fig. 13 fuera portadora de fósiles de dinosaurios, y la
formación “5” de fósiles de homínidos o primates, el contacto entre ambas también sería discordante,
y debería denominárselo paraconcordante.
Figura 12.
Figura 13.
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