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Sistemas de corrimiento

Zonas triangulares

GEOLOGÍA ESTRUCTURAL - UNSL 2006


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CORRIMIENTOS EN AMBIENTE “THICK-SKINNED”

Los principales ejemplos están constituidos por las Sierras Pampeanas y las Rocky Mountains deUSA. Son deformaciones ubicadas en el antepaís, asociadas a una subducción subhorizontal.

Características* Las deformaciones involucran al basamento cristalino* La cobertura sedimentaria del basamento es escasa o está ausente

* Las zonas de fallas son por lo general coincidentes con zonas de fracturas más antiguas.* Las fallas que levantan los bloques están ubicadas a un solo lado de los mismos. generando unageometría asimétrica de los levantamientos.

* Constituyen sierras separadas por cuencas intermontanas.

Principales estructuras*Corrimientos de basamento sobre estratos más jóvenes* Pliegues por propagación de fallas y de arrastre (drape folds)*Estructuras tipo “oreja de conejo” y “out-of-the-syncline” (Figura 9.8).



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Bibliografía complementaria sugeridaMarshak, S. y Mitra, G., 1988. Basic methods in structural geology. Prentice Hall, 446p.McClay, K. Ed., 1992. Thrust tectonics. Chapman&Hall, 445p.Suppe, J., 1985. An outline of structural geology. Prentice Hall.Twiss, R. Y Moores, E., 1997. Structural Geology, Freeman&Co.

Actualizado: 15-09-2004



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Universidad Nacional de San Luis Departamento de Geología

GEOLOGÍA ESTRUCTURAL

TEMA 10

TECTONICA TRANSCURRENTE

Rasgos principales

* Plano vertical-subvertical. Trazo con fuerte linearidad* Pueden alcanzar una extensión superficial mayor de 1000 kms.

* Extensión y acortamiento se resuelven en el plano horizontal

* Existen movimientos verticales asociados

* Magmatismo inexistente, excepto severa transtensión.

* Pueden ser soslayadas por los métodos geofísicos y complicar el balanceo de perfiles.

* Algunas son parte de límites de placas (San Andreas -California-, Alpina -N. Zelandia-, Boconó,Venezuela-, Anatolia -Turquía-). (ver clasificación según su Contexto Tectónico ).


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Clasificación según su Contexto Tectónico


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MECANICA TRANSCURRENTE

•Deformación por cizalla pura

(Modelo de Coulomb-Anderson).

Sets conjugados de poca extensión. Se generanproblemas de espacio.

•Deformación por cizalla simple

•(Modelo de Riedel).

•Acomoda mayor deformación. Las principalesfallas transcurrentes se explican por este

mecanismo.


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TIPOS DE MOVIMIENTOSTRANSCURRENTES

Si la superficie de falla corresponde a unsector recto o planar, entonces:

Transcurrencia Paralela:

El experimento Riedel: Estructuras pre-ruptura(pliegues en echelon, fracturas Riedelantitéticas y sintéticas, grietas de extensión).Estructuras sin y post-ruptura (fracturas P,plano principal de la falla).

Estructuras asociadas:Pliegues en echelon, fracturas riedel.


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Si la superficie de falla es curva o existen escalones en su trazo, entonces:

Transcurrencia Convergente:

Se origina por curvaturas (constraining bending) en el plano de falla o por relevos compresivos(constraining steps).

Estructuras asociadas: Fallas inversas, corrimientos, estructuras en flor positivas, lomos depresión.

Transcurrencia Divergente:

Depresiones transtensionales (cuencas pull-apart) y sistemas de grabenes asociados (mar muerto).Se originan por curvaturas en el plano de falla o por relevos compresivos.

Estructuras asociadas: Fallas normales, estructuras tipo dominó, pliegues roll-over.


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Morfologías características

(Principalmente en fallas con movimientos recientes)

Drenajes desplazados, lomos de obturación (Shutterridges), lomos de ballena, lomos de presión


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Pull-apart de Algeciras, Colombia

Falla El Pilar, Isla Cubagua, Venezuela


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Falla I-Bogd, Gobi-Altai, Mongolia

Terremoto M 8.3, 1957.


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Terremoto de Northridge, 1994

Falla Calaveras, California

Falla de San AndrésTemblor Range, California


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Bibliografía complenentaria sugeridaHatcher, R., 1990. Structural Geology, Merril Publ. Co., 531p.Sylvester, A., 1988. Strike-slip faults. Geol. Soc. Am. Bull, 100:1666-1703.Spencer, E., 1977. Introduction to the structure of the earth, McGraw-Hill.Woodcock, N. y Schubert, C., 1994. Continental strike-slip tectonics. en: Hancock, P., Ed., Continental deformation,Pergamon Press, 421p.Yeats, R., Sieh, K. y Allen, C., 1995. Earthquake Geology. Oxford Press, 576p.

Actualizado: 17-09-2004


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UNIVERSIDAD NACIONAL DE SAN LUISDEPARTAMENTO DE GEOLOGIA

GEOLOGIA ESTRUCTURAL

TEMA 11

INVERSION TECTÓNICA

Los fenómenos de inversión tectónica ocurren cuando ciertas secuencias estratigráficas afectadas porFallas previas son reactivadas bajo la acción de un régimen tectónico opuesto.

La inversión puede ser positiva, cuando fallas normales son reactivadas como fallas inversas(caso más común) o negativa , cuando fallas inversas son reactivadas como fallas normales.

Inversión tectónica positiva: Falla normal que afecta a las secuencias pre y sinriftY que luego es reactivada como falla inversa, afectando también aLa secuencia postrift, depositada luego del movimiento extensional


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El resultado será por ejemplo en el caso de una inversión positiva, que un mismo plano de falla puede mostrar un

rechazo de tipo inverso en los términos estratigráficos superiores, mientras que en las secciones inferiores el

rechazo puede ser de tipo normal.

La razón es que los estratos de la secuencia sinrift tienen un rechazo incremental hacia los términos másinferiores, y experimentan en forma diferencial los movimientos extensionales, mientras que las secuencias postrift solo son afectadas por los movimientos inversos (post rift)

Secuencias estratigráficas asociadas comunmente a fallamiento extensional:

Secuencias tipo prerift, sinrift y postrift .

Post rift

Sin rift

Pre rift

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FPC – CRISTALLINI 2005



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McClay y Buchanan (1992)FPC – CRISTALLINI 2005



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McClay y Buchanan (1992)FPC – CRISTALLINI 2005



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Mitra, 1993FPC – CRISTALLINI 2005



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PUNTO NULOPuntos adyacentes al plano de falla, donde la magnitud de losdesplazamientos de la falla pre y post inversión son

Equivalentes y por lo tanto los estratos no muestrandesplazamiento final en el plano vertical.

El punto nulo se encuentra localizado en la secuencia sinrift,

en donde los estratos más antiguos muestran undesplazamiento acumulado mayor (concepto de falla decrecimiento).

: Estratos sin desplazamiento aparente



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TASA DE INVERSION

Parámetro que cuantifica las magnitudes relativas de movimientoscontraccionales y extensionales, medidos en unasección perpendicular al plano de falla.

R = 1 – de/dh

Dh: Potencia total de la asecuencia sinriftDc: Potencia de la secuencia sinrift por encima del punto nulo

De: Potencia de la secuencia sinrift por debajo del punto nulo

Si De=Dh, entonces R=0 (Tasa mínima)Si De=0, entonces R=1 (Tasa máxima)

Inversión Tectónica NegativaProceso mucho menos común que la inversión tectónica positiva. Lareactivación de antiguos sistemas de fallas inversasen fallas normales puede darse utilizando parcialmente los planos defracturas antiguos (shortcuts) o pueden no tener relación con loosmismos

BIBLIOGRAFIA COMPLEMENTARIA SUGERIDA

Cooper, M. y Williams, G., Eds., 1993. Inversion tectonics. Geol. Soc.Spec. Publ., 375p.Coward, M., 1994. Inversion tectonics, en: Hancock, P. Ed., ContinentalDeformation. Pergamon Press.GEOLOGIA ESTRUCTURAL UNSL 2006


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ESTRUCTURAS DE COLAPSO GRAVITACIONALDentro de la amplia gama de estructuras generadas por lagravedad (diferentes tipos de deslizamientos, reptación dependientes, mantos de deslizamiento, etc.) se destacan aquí

las denominadas estructuras de colapso, generadasusualmente en las laderas vinculadas con los flancos deestructuras anticlinales.

Geometrías resultantes:

. Pliegues en rodilla. “Roof and wall”

. Lámina de deslizamiento

. Pliegue en solapa (flap)

. Pliegues en cascada

. Flap y cascada

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DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA


TEMA 11

OTRAS ASOCIACIONES ESTRUCTURALES


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ESTRUCTURAS DIAPÍRICAS

Deformaciones generadas por el ascenso de

cuerpos de menor densidad, generalmentede composición salina.

Dimensiones:Por lo general de dos a cincokilómetros de diámetro, con paredesabruptas.

Generan abovedamientos en la partecuspidal de las rocas encajantes.Constituyen buenas trampas de petróleo.

La estructura interna es muy complicada ypredominan allí pliegues disarmónicos y degeometrías muy complejas debido a la altaductilidad de las evaporitas

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Su desarrollo no está sujeto a ningún ambientetectónico en particular y predominan por lo general enambientes anorogénicosEJ. Golfo de México)

La prospección gravimétrica es exitosa en su

localización.



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Desarrollo de diapiros en laboratorio



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ZONAS DE CIZALLALas zonas de cizalla son fajas con diseñotabular donde se concentra una cantidad deplanos subparalelos de movimiento ydeformación no coaxial. Su ancho esvariable.

Zonas de cizalla frágil Desarrollo de fracturas tipo Riedel y de losotros fenómenos asociados al fallamiento(brecha, estrías y demás efectoscataclásticos). Pueden utilizarse algunosrasgos morfológicos del plano de fractura(indicadores cinemáticos) para la

determinación del sentido de movimiento.

Zonas de cizalla semifrágil Aparición de grietas sigmoidales,generalmente en escalón. Pueden ser simpleso conjugadas

Zonas de cizalla dúctil

La cizalla va acompañada de estructurasplanares del dominio metamórfico. Soncomunes en zonas miloníticas. La presenciade elementos tipo sigma y delta puedenusarse en la determinación del sentido delmovimiento.



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Zonas de cizalla

semifrágiles



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ESTRUCTURAS DEESTRUCTURAS DEDEFORMACIÓNDEFORMACIÓNPOLIFASICAPOLIFASICA

Corresponden a estructurasgeneradas por deformacióndúctil, debido a lasobreimposición de mas de unafase tectónica, en muchoscasos no coaxial/es entre sí.

El plegamiento polifásico esgeneralmente indicado por:1. Patrones geométricos de

pliegues, cuya proyección deejes y flancos en la proyecciónestereográfica muestra unafuerte dispersión.

2. Desarrollo de figuras de

interferencia, cuyasgeometrías no pueden serexplicadas mediante un soloevento deformacional.

3. Plegamiento de fábricasplanares y lineares de eventosmetamórficos anteriores.

Ramsay (1977) reconoció tresmodelos básicos en los quepueden resultar lasestructuras finales, deacuerdo a las diferentesgeometrías y posicionesespaciales de los ejes del

plegamiento superpuesto.


TIPO II


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TIPO II

TIPO III



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Bibliografía complementaria sugerida

Hobbs, B., Means, W. y Williams, P., 1976. Geología estructural. OmegaJackson, M. y Talbot, C., 1994. Salt tectonics. En: Continental Deformation, P. Hancock Ed., Pergamon Press.Mattauer, M., 1976. Las deformaciones de los materiales de la corteza terrestre. OmegaMcClay, K., 1987. The mapping of geological structures. J. Wiley.Ramsay, J. y Hubber, M., 1987. The techniques of modern structural geology. Vol. II. Academic Press.Suppe, J., 1985. Principles of structural geology. Prentice Hall.Twiss, R. y Moores, E., 1992. Structural Geology, Freeman&Co.


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DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA


TEMA 13CONTEXTOS OROGÉNICOS EN EL MARCO DELA TECTÓNICA DE PLACAS

Orógeno o cinturón orogénico Regiones deposicionales largas y angostas, generalmentealineadas o suavemente arqueadas, donde se haconcentrado una fuerte deformación y/o actividadtermal.

El concepto de orógeno ha variado significativamentedesde el advenimiento de la Tectónica de Placas.Anteriormente predominaba el concepto de

geosinclinal , en el cual la evolución de una regiónorogénica estaba basicamente ligada amovimientos verticales de subsidencia y ascenso.La tectónica de placas hace más hincapié en losmovimientos de traslación horizontal, resultantesde la dinámica litosférica.

Los movimientos de orogénesis (construcción demontañas) asociados a la Tectónica de Placasestán vinculados principalmente a los márgenesconvergentes, aunque también existen relievesimportantes asociados a las dosrales oceánicas yen menor grado a las fallas transformantes.


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1. OROGENO TIPO ANDINO (corteza oceánica vs.

corteza continental) Existen importantes relieves asociados y también

magmatismo con diferentes grados de participación.Esto puede estar en relación con la geometría de laplaca subductada.

Como principales ambientes se reconocen: Fosa oceánica,complejo de subducción, cuenca de antearco, arcomagmático/volcánico, faja plegada y corrida, cuenca deretroarco o antepaís y antepaís (no necesariamenteestán todos desarrollados).

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A. SECCIONES DE SUBDUCCIÓN NORMAL

. Magmatismo activo en el retroarco

. No hay deformacione significativas en el antepaís

B. SECCIONES DE SUBDUCCIÓN SUBHORIZONTAL

. No hay magmatismo activo en el orógeno

. Deformaciones en el antepaís (Sierras Pampeanas)



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2 ORÓGENO COLISIONAL (corteza continental vs


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2. ORÓGENO COLISIONAL (corteza continental vs.corteza continental)

Se produce por la convergencia de placas litosféricas

continentales con densidad baja o muy semejante, comopara que alguna de ellas subducte (Himalayas).Se desarrolla a partir de una convergencia tipo andina.También puede darse a partir de una colisión quetransporta un arco islándico, pero en este caso los relievesson menores (cinturón terciario de N. Guinea).El fenómeno de colisión produce un fuerte engrosamientocortical e importantes relieves asociados. El magmatismosincolisional es nulo o escaso.El sector que identifica la zona principal de colisión se lodenomina línea o zona de sutura.La tectónica de escape o indentación tectónica explicalos significativos movimientos transcurrentes asociados ala colisión que acomodan una importante deformaciónintracontinental.



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3. ORÓGENO TIPO ARCO DE ISLAS

Cinturones típicos del márgen pacífico asiático, aunquetambién se dan en las Antillas Menores y el Arco de Scotia.

Estos orógenos están caracterizados por un intensomagmatismo que origina los principales relieves. Las cuencassedimentarias tienen comparativamente poco desarrollo y elespesor cortical es menor que en los otros tipos de orógenos.

Pueden aparecer también cinturones orogénicos apareados



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Indentación tectónica por colisión delas placas Indica y Euroasiática

Cinturones metamórficos apareadosen Japón

Alta P

Baja T

Alta T

Baja P



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BIBLIOGRAFÍA COMPLEMENTARIA SUGERIDA

Condie, K., 1989. Plate tectonics and crustal evolution. Pergamon PressCox, A. y Hart, P., 1986. Plate tectonics: How it works?Davis, G., 1984. Structural geology of rocks and regions. J. Wiley.Hancock, P., 1994. Continental deformation. Pergamon Press.Kearey, P. y Vine, F., 1993. Global tectonics, BlackwellMiyashiro, A., Aki, K., y Sengor, C., 1982. Orogeny. J. Wiley

Oliver, J., 1996. Shocks and rocks, Geophysical Monographs, AGU.Actualizado: 7-10-2004


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