MASTER DE PROFESOR DE EDUCACIÓN SECUNDARIA OBLIGATORIA Y BACHILLERATO, FORMACIÓN PROFESIONAL Y ENSEÑANZAS DE IDIOMAS

Ángel Carmelo Prieto Colorado Física de la Materia Condensada, Cristalografía y Mineralogía Facultad de Ciencias Universidad de Valladolid

Complementos de Geología Tema 5. Geodinámica interna Teorías orogénicas y tectónica de placas. Límites de placas tectónicas. Volcanes. Terremotos. Pliegues y fallas.

© Alejandro del Valle, A. Carmelo Prieto

Pliegues y fallas Los geólogos estructurales estudian la arquitectura y el proceso responsable de la deformación de la corteza terrestre. El conocimiento de las estructuras de las rocas es esencial para el desarrollo de nuestra forma de vida actual. La deformación se refiere a todos los cambios de tamaño y/o forma de la masa rocosa. La mayor parte de la deformación de la roca tiene lugar a lo largo de los márgenes de las placas e implica, fuerza y esfuerzo. Fuerza: Es la que tiende a poner en movimiento los objetos estacionarios ó a modificar los movimientos de los cuerpos que se mueven. Esfuerzo: Es la fuerza aplicada sobre un área determinada. Compresivo: acorta un cuerpo rocoso y disminuye su volumen de Tension ó Tracción: tiende a alargar ó separar una unidad rocosa, estirando y alargando los materiales Diferencial: produce un movimiento similar al deslizamiento por cizalladura y la parte superior se desplaza en relación a la inferior. © Alejandro del Valle, A. Carmelo Prieto

Por consiguiente la deformación implica cambios en la forma ó el tamaño de la masa rocosa causados por el esfuerzo. Cuando las rocas son sometidas a esfuerzos que superan su propia resistencia empiezan a deformarse, normalmente plegándose, fluyendo ó fracturándose. Así pues, en la sucesión de acontecimientos geológicos, como los ya tratados, se observa que las rocas sedimentarias se encuentran dispuestas en capas horizontales (estratos). Estas capas pueden sufrir modificaciones respecto a su posición horizontal, o sea se deforman, se inclinan, se curvan ó se fracturan. © Alejandro del Valle, A. Carmelo Prieto

Las rocas sometidas a esfuerzos que superan su resistencia empiezan a deformarse, normalmente plegándose, fluyendo ó fracturándose. Cuando los materiales son afectados por fuerzas tangenciales se generan los pliegues y si las fuerzas son verticales se forman fallas. Como consecuencia de las fuerzas citadas, así como de la temperatura y presión, las rocas se deforman según los comportamientos siguientes: Deformación elástica: Es la que sufren las rocas por efecto de un esfuerzo progresivo y que se manifiesta por una variación de su forma y su volumen, pero que recupera su estado inicial cuando cesa el esfuerzo actuante. Deformación plástica: Es aquella que al incrementarse el esfuerzo y superar su límite de elasticidad (resistencia), mantiene la deformación aunque cese la fuerza actuante. Ruptura ó rotura: Tras un esfuerzo progresivo, después de la deformación elástica y de la deformación plástica, el material rompe. © Alejandro del Valle, A. Carmelo Prieto

Una vez superado el límite elástico las rocas se caracterizan, por su respuesta al esfuerzo, como: Dúctiles ó incompetentes: La roca muestra deformación plástica y fluye. Se deforman y no muestran fracturas. Frágiles ó competentes: La roca tienen un límite de elasticidad muy cercano o coincidente con el punto de ruptura. Se deforman y aparecen fracturas. Entre los factores que influyen en la resistencia de las rocas y en cómo se produce y el tipo de deformación, fundamentalmente son: Temperatura Presión de confinamiento Tipo de roca Tiempo de actuación del esfuerzo Los límites entre el carácter frágil y dúctil no están muy claros e incluso una roca puede ser frágil a bajas presiones o temperaturas y dúctil cuando éstas son altas. © Alejandro del Valle, A. Carmelo Prieto

La deformación elástica experimenta un comportamiento lineal con el esfuerzo, mientras que la deformación plástica muestra diferentes comportamientos hasta llegar a superar su límite y fracturarse. Cuanto más cercano se encuentre el límite de elasticidad con el de fractura, el material tenderá a ser más frágil ó competente. Es decir, un material competente apenas experimenta deformación plástica, pues rompe cuando deja de ser elástico. Su elasticidad tampoco suele ser muy elevada. Relación entre esfuerzo y deformación de Rocas

Superado el límite elástico se desarrolla la meseta de fluencia y el posterior endurecimiento por deformación, hasta alcanzar la tensión máxima, que da lugar a la zona de tensión y posterior fractura. © Alejandro del Valle, A. Carmelo Prieto

Se vio con anterioridad que los materiales, inicialmente dispuestos de modo horizontal, en los sedimentos pueden estar afectados por fuerzas tangenciales que dan lugar a los pliegues y por fuerzas en direcciones verticales, formando fallas. O lo que es lo mismo, si se considera el tipo de respuesta ó deformación de las rocas en función del esfuerzo aplicado, las deformaciones pueden ser continuas o discontinuas: Deformacines continuas: Si no se sobrepasa el límite de ruptura se deformará sin perder sus características unitarias, lo que originará los pliegues. Deformaciones discontinuas: Si se sobrepasa el límite de ruptura las rocas se rompen y se forman fallas y diaclasas. Estos tres tipos de deformaciones que sufren las rocas en su disposición, son las principales estructuras geológicas que los geólogos plasman en los mapas geológicos, modelos cartográficos regionales o locales y cortes geólogicos. © Alejandro del Valle, A. Carmelo Prieto

Pliegues Durante la deformación de la corteza las rocas suelen doblarse en una serie de ondulaciones semejantes a ondas denominadas pliegues. Son inflexiones ó dislocaciones (ondulaciones) más o menos bruscas que forman las capas sedimentarias al ser modificadas en su situación horizontal original por las fuerzas orogénicas que, como se ha dicho antes, actuando de manera continua sin sobrepasar el límite de ruptura, provocan la formación de estos cuerpos geológicos. La mayoría de los pliegues se produce como consecuencia de esfuerzos compresivos que provocan el acortamiento y engrosamiento de la corteza Las partes características de un pliegue son: Charnela ó zona de Charnela Plano axial Eje axial ó eje del pliegue Flancos Cresta Valle Nucleo © Alejandro del Valle, A. Carmelo Prieto

Charnela ó zona de Charnela: línea a través de los puntos de mayor curvatura de un pliegue. Es apreciable a simple vista. Plano axial: Es la superficie imaginaria que contiene las líneas de charnelas de todas las capas de un pliegue. O bien, es la superficie bisectora del pliegue y lo divide tan simétricamente como sea posible. Si es vertical, el pliegue es simétrico y si está inclinado es asimétrico. Eje axial ó eje del pliegue: Es la línea de intersección del plano axial con la superficie topográfica. Coincide con la zona de charnela Flancos: Son los dos costados de un pliegue, ó las superficies comprendidas entre dos charnelas sucesivas. En los pliegues simétricos los flancos son iguales y de la misma inclinación, en los asimétricos los flancos son distintos. Nucleo: Es la parte más interna y comprimida de un Partes de un Pliegue pliegue. © Alejandro del Valle, A. Carmelo Prieto

Cresta: Es la línea que une los puntos más altos de un pliegue (convexo). También se define como la zona más alta de un pliegue convexo o anticlinal. La cresta coincide con el eje axial y con la charnela sólo en los pliegues simétricos o rectos (plano axial vertical) Valle: Es la línea que une los puntos más bajos de un pliegue (cóncavo). También se define como la zona más baja de un pliegue cóncavo o sinclinal. El valle coincide con el eje axial y con la charnela sólo en los pliegues simétricos o rectos (plano axial vertical)

Partes de un Pliegue

© Alejandro del Valle, A. Carmelo Prieto

También es importante considerar los siguientes conceptos generales para los estratos rocosos: Dirección ó rumbo: ángulo que forma la línea de intersección del estrato inclinado -flanco de un pliegue- ó falla con el plano horizontal, tomado con respecto al Polo Norte magnético. Se expresa mediante un ángulo en relación con el norte. Angulo de buzamiento o de inclinación: Es el ángulo que forman las s u p e r fi c i e s d e l o s planos geológicos -los fl a n c o s - c o n l a horizontal. Contempla también la dirección hacia la cual la roca esta inclinada. Dirección y ángulo de buzamiento

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Angulo de vergencia: Es el ángulo que forma el plano axial con la horizontal. Indica el sentido en que se inclina el plano axial. Angulo de inmersión: Es el ángulo que forma la línea de charnela con el plano horizontal. Línea de inflexión: Línea que une los puntos donde cambia el tipo de curvatura.

Estructuras de un pliegue © Alejandro del Valle, A. Carmelo Prieto

Los pliegues se pueden clasificar según diversos criterios, como son la forma y disposición de sus capas, la inclinación del plano axial, el espesor de las capas y alguna particularidad singular. Forma y disposición de sus capas Anticlinal: Pliegue en forma de bóveda en donde el núcleo es más antiguo que la envoltura externa. Sinclinal: Pliegue en forma de fondo de barco donde el núcleo tiene las rocas más modernas que la envoltura externa.

Sinclinal y anticlinal © Alejandro del Valle, A. Carmelo Prieto

monoclinal

Monoclinal: Pliegue en forma de fondo de barco donde el núcleo tiene las rocas más modernas que la envoltura externa. Isoclinal: Cuando los pliegues isoclinal tienen la misma inclinación y en la misma dirección, es decir, cuando los flancos del pliegue son paralelos.

Anticlinorio y Sinclinorio: Son un gran anticlinal y un gran sinclinal compuestos por muchos otros pliegues menores, respectivamente.

anticlinorio

sinclinorio © Alejandro del Valle, A. Carmelo Prieto

Domo: Es un anticlinal en el que las capas o estratos se inclinan hacia hacia afuera -movimiento ascendente- en todas las direcciones. Las rocas más antiguas se sitúan en el centro y las mas jóvenes en los flancos. Cuenca ó cubeta: Es un sinclinal en el que las capas o estratos se inclinan hacia dentro -movimiento descendente- en todas las direcciones. Las rocas más jovenes se sitúan cerca del centro y las mas antiguas en los flancos. Ambos sueles ser circulares ó ligeramente alargados

domo

cubeta © Alejandro del Valle, A. Carmelo Prieto

Pliegues estructurales, Argentina

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Rocas plegadas

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Plegamientos en areniscas y lutitas carboníferas Puerto de San Glorio, Cantabria © Alejandro del Valle, A. Carmelo Prieto

Pliegues en areniscas y lutitas carboníferas Puerto de Piedras Luengas, Cantabria © Alejandro del Valle, A. Carmelo Prieto

Anticlinal -calizas cenomanienses- de Santa Justa, Cantabria

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Pliegue sinclinal de Somiedo, Asturias

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Pliegue sinclinal del Castillo de Acher, Huesca © Alejandro del Valle, A. Carmelo Prieto

Inclinación del plano axial Rectos ó simétricos : El ángulo axial buza 90°. Se forman como consecuencia de la acción de 2 fuerzas iguales y opuestas. Inclinados: El ángulo formado por el plano axial y la horizontal es mayor de 45°. Tumbados ó recumbentes y acostados: El ángulo formado por el plano axial y la horizontal es menor de 45°. Uno de los flancos se apoya sobre la parte superior del siguiente pliegue. Si el plano axial y los flancos son horizontales, se denomina acostado. Invertido: El ángulo formado por el plano axial y la horizontal es mayor de 90°.

recto

simétrico

inclinado

asimétrico

tumbado

invertido

Secuencia de pliegues inclinados respecto al plano axial © Alejandro del Valle, A. Carmelo Prieto

Espesor de las capas Isópacos ó concéntricos ó paralelos: Las capas tienen espesor uniforme y no varian a lo largo del pliegue. Son atribuibles a esfuerzos de flexión. Anisopacos ó similares ó semejantes: Las capas no tienen espesores uniformes, y los estratos son mas anchos en las zonas de charnela y menos en los flancos. Su origen es atribuiblea esfuerzos de compresión. Para caracterizar estos pliegues con rigor, se usa el concepto de isógonas, -las curvas que unen los puntos de igual pendiente en todos los estratos-, así los pliegues anisópacos presentan rectas paralelas como isógonas, pero se pueden obtener pliegues con isógonas rectas o curvas, convergentes o divergentes

isópacos

anisópacos

isopaco de isógonas concéntrico o paralelo anisopaco de isógonas paralelas Similar o semejante anisopaco de isógonas divergentes © Alejandro del Valle, A. Carmelo Prieto

Pliegues particularidades y singularidades De falla: Cuando además del pliegue se produce una rotura en las capas con desplazamiento de las partes. Disarmónicos: Las capas poseen distinta plasticidad dando lugar a comportamientos diferentes y estructuras complejas.

Pliegue de falla

Pliegues disarmónicos © Alejandro del Valle, A. Carmelo Prieto

De arrastre: Son aquellos pliegues cuyas capas de mayor plasticidad se pliegan de forma independiente a las demás, dando lugar a pliegues más pequeños. Son distintos a los “pliegue por arrastre”. Chevrón: Pliegue de flancos largos con charnela corta y angular en forma de acordeón o zig-zag. Se producen en secuencias de capas con estratificación regular de niveles alternantes de material competente e incompetente que se deforman mediante deslizamiento flexural y flujodúctil, respectivamente.

Pliegues de arrastre

Pliegues tipo Chevrón © Alejandro del Valle, A. Carmelo Prieto

Diapírico: Deformación en forma de cúpula y de planta más o menos circular, debida a un ascenso de rocas plásticas y poco densas (halitas, yesos y otras sales) que extruyen alterando la disposición original de los materiales superpuestos. Los diapiros salinos, son pliegues cuyas columnas de rocas plásticas, como las evaporitas, parten del sustrato profundo y por su movilidad rompen y atraviesan las capas suprayacentes, ascendiendo en forma de intrusión y alcanzando incluso la superficie. Se originan por un proceso denominado halocinesis.

Castillete y modelo del Diapiro de Poza de la Sal, Burgos © Alejandro del Valle, A. Carmelo Prieto

Estructura halocinética del diápiro que da origen a la bahía de Santander. © Alejandro del Valle, A. Carmelo Prieto

Contexto geológico de la bahía de Santander

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Diaclasas Cuando las deformaciones de las rocas rebasan los límites de la plasticidad y debido a su fragilidad y rigidez, por la acción de un esfuerzo progresivo, se rebasa el límite de ruptura, se producen fracturas, que pueden ser diaclasas ó fallas. Las diaclasas (de griego “dia” -“a través de”- y “klasis” -“rotura”- son pequeñas fisuras o grietas que se producen en las rocas de la Corteza por efecto de fuerzas laterales. En este caso, no existe desplazamiento de los bloques resultantes, en caso contrario estaríamos ante una falla. Son estructuras muy comunes y abundantes, y se consideran técnicamente como, fracturas sin movimiento. Su orientación, como la de otras estructuras geológicas, se describe mediante dos parámetros: Dirección: Es el ángulo que forma una línea horizontal contenida en el plano de la diaclasa con el eje norte - sur. Buzamiento: Es el ángulo formado por la diaclasa y un plano horizontal imaginario. © Alejandro del Valle, A. Carmelo Prieto

Las diaclasas no tienen por que ser en general planas, ni responder a ninguna geométrica regular, así que los parámetros indicados pueden variar de una estructura a otra.

Diaclasas en caliza de Sotocuevas, Burgos

Diaclasas de Cabo Mayor, Santander

La meteorización química tiende a concentrarse en estas estructuras y algunos de los depósitos minerales más importantes se concentran en sistemas de diaclasas. Su presencia abundante suele representar un riesgo para las construcciones de ingenieria civil. © Alejandro del Valle, A. Carmelo Prieto

Diaclasas en basaltos con disyunción columnar, Los Organos en La Gomera

Red de Diaclasas, Cabo de Ajo Cantabria © Alejandro del Valle, A. Carmelo Prieto

Fallas Son fracturas o dislocaciones que se producen en las rocas de la Corteza, pero a diferencia de las diaclasas, en las fallas hay un desplazamiento apreciable de los bloques que se forman. Dicho desplazamiento puede producirse en cualquier dirección, vertical, horizontal ó una combinación de ambas, oblicuo. Los elementos de una falla son: Planos de falla: Es la superficie de ruptura y desplazamiento, es decir, la superficie sobre la que se ha producido el movimiento, sea horizontal, vertical u oblicua. En las rocas frágiles, las superficies aparecen lisas y pulidas (espejo de falla) por efecto de la abrasión, a veces muestran estrías en la misma dirección hacia donde se han desplazado los bloques. Labios de falla: Son los bordes ó bloques que se han desplazado. Cuando el desplazamiento es vertical los bordes se llaman “labio hundido” o “interior” (muro de falla) y “labio elevado” o “superior” (techo de falla). © Alejandro del Valle, A. Carmelo Prieto

Saltos de falla: Es el espacio ó distancia vertical entre 2 estratos que originalmente formaban una unidad, medida entre el bloque elevado y el hundido. Esta distancia puede ser de pocos milímetros ó alcanzar hasta kilómetros. Estrías de falla: son marcas de fricción en las rocas del plano de falla en forma de finas estrías o acanaladuras. Brecha de falla: es una masa de material fragmentario resultante del efecto de la trituración que sufren las rocas a lo largo del plano de falla. Si el material resulta m e t a m o r fi z a d o p o r incrementos de P y T, con recristalización y cambio mineralógico, el material se Elementos de una Falla denomina “milonita”. © Alejandro del Valle, A. Carmelo Prieto

Espejo de falla: es una superficie brillante, de aspecto pulimentado, que puede aparecer en las rocas del plano de falla por efecto de la recristalización de los minerales sometidos al incremento de presión y temperatura consecuencia de la fricción generada durante el movimiento de la falla. Pueden estar afectado por estrias de falla.

Detalle del espejo de falla, donde se observan estrías
 y la brecha de falla subyacente © Alejandro del Valle, A. Carmelo Prieto

Las diversas clases de fallas son: Fallas Normales ó Gravitacionales: Son fallas de desplazamiento vertical y se producen por distensión. El resultado es un estiramiento ó alargamiento de los materiales al desplazarse el labio hundido por efecto de la gravedad (buzamiento del plano de falla hacia el labio hundido), o sea el bloque de techo se desplaza hacia abajo. Pueden producir pequeños resaltes denominados escarpes de falla. Sus partes relevantes son el techo y el muro, -superficies por encima de la falla y de roca inferior-, respectivamente.

Esquema e imagen de planos de Falla Normal

© Alejandro del Valle, A. Carmelo Prieto

Fallas Normales de Nautólfsvík (Islandia) © Alejandro del Valle, A. Carmelo Prieto

Fallas Inversas: Son fallas de desplazamiento vertical y se producen por compresión (al contrario que una falla normal). El resultado es un acortamiento de los materiales del plano de falla hacia el lado elevado. Si el plano de falla es muy inclinado se origina un cabalgamiento, es decir, que los estratos más antiguos solapan a los más modernos. Las fallas inversas tienen buzamiento superior a 45°, mientras que en los cabalgamientos son menores a 45°.

Esquema e imagen de planos de Falla Inversa © Alejandro del Valle, A. Carmelo Prieto

Fallas Inversas de Cullar, Granada © Alejandro del Valle, A. Carmelo Prieto

La imagen y el fotomontaje muestra el cabalgamiento que existe en las cercanías del Nacimiento del río Castril (Granada), donde los materiales más antiguos montan o cabalgan a los más modernos. © Alejandro del Valle, A. Carmelo Prieto

Falla de dirección, transversal ó de desgarre: El plano de falla suele ser próxima a la vertical. El movimiento responde a fuerzas de cizalla horizontal que causan el desplazamiento lateral de un bloque respecto al otro. En función del sentido del desplazamiento respecto de uno de los bloques se distinguen el desgarre dextral hacia la derecha-, y el sinistral. Si las fuerzas de cizalla y el plano de falla son verticales, se denomina Falla vertical.

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Fallas de desgarre de Baelo Claudia, Cadiz © Alejandro del Valle, A. Carmelo Prieto

Esquema de una Falla con movimiento horizontal dextral

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Fallas Transformante: Son fallas de desplazamiento horizontal, que atraviesan la litosfera y acomodan el desplazamiento entre placas continentales.

Falla Transformante de San Andres, California. © Alejandro del Valle, A. Carmelo Prieto

Falla rotaciónal cilindrica: La s u p e r fi c i e d e f a l l a e s aproximadamente cilíndrica como consecuencia del giro de uno de los bloques de falla en torno a un eje de rotación paralelo a la superficie de falla. Falla rotaciónal en tijera: Se forman por efecto del basculamiento de los bloques sobre el plano de falla, es decir, un bloque rota frente al otro y el giro tiene lugar respecto a un eje que es perpendicular a la superficie de falla.

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Bloque pinzado de Linto en calizas de Valle del Miera, © Alejandro del Valle, A. Carmelo Prieto (Cantabria)

Falla normal activa (Andalucía) © Alejandro del Valle, A. Carmelo Prieto

Al igual que los pliegues las fallas pueden constituir sistemas de fallas que asemejan una especie de escalera y que origina dos importantes accidentes tectónicos: Macizo tectónico u Horst: Son bloques elevados limitados por declives o escarpas de fallas (masas hundidas) Fosa tectónica Graben ó Rift: u Horst: También llamada de hundimiento, los bloques se encuentran hundidos en disposición progresiva.

Horst Graben

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Graben de Paradox Valey, Colorado.

Estructura tectónica combinada Horst y Graben © Alejandro del Valle, A. Carmelo Prieto

Deformaciones Tectónicas Mixtas Se dan cuando se combinan pliegues y fallas. Escamas tectónicas: Son pliegues en los que predominan las fracturas. Se llaman así por su parecido con la disposición de las escamas de los peces. Mantos de corrimiento: Son pliegues-falla (pliegues tumbados), en los cuales se producen cabalgamientos cuyo desplazamiento puede ser de varios km. En este tipo de pliegues, los materiales que se desplazan (los superiores) se llaman alóctonos ya que se alejan de su origen, mientras que los inferiores permanecen en su posición original y se llaman autóctonos. Cuando se erosionan los materiales alóctonos pueden aflorar los autóctonos dando lugar a la llamada “ventana tectónica”. Cuando los materiales alóctonos quedan aislados sobre los autóctonos por efecto de la erosión del manto de corrimiento se origina un “klippe”

© Alejandro del Valle, A. Carmelo Prieto

© Alejandro del Valle, A. Carmelo Prieto

Estilos Tectónicos Las diferentes estructuras de fallas, pliegues, fracturas, cabalgamientos, etc., caracterizan y diferencian las cadenas montañosas, dando lugar a 4 estilos tectónicos relevantes: Germánico, Sajónico, Jurásico y Alpino. Estilo Germánico: Formado por un sistema de bloques levantados (horst) y hundidos (graben) que son producto de la fractura de materiales viejos y rígidos del Paleozoico durante la orogénesis terciana (Sistema Central), o sea materiales duros.

Perfil de la Sierra de Gredos © Alejandro del Valle, A. Carmelo Prieto

hace 300 m.a.

La evolución tectónica de la Sierra de Gredos, esquemáticamente tiene la siguiente secuencia:

Al final de la era Paleozoica tuvo lugar la orogenia Hercínica

A finales de la era Mesozoica la región era una penillanura

Durante la orogenia Alpina se levanta la Sierra de Gredos

Corte esquemático de la Sierra de Gredos. © Alejandro del Valle, A. Carmelo Prieto

Estilo Sajónico: Combina los procesos que originan los relieves jurásicos y germánicos. Aparecen pliegues y fallas, como consecuencia de la alternancia en la deposición de materiales sedimentarios sobre materiales paleozoicos, de tal manera que el zócalo paleozoico se fractura y la cobertera sedimentaria se pliega adaptándose a la estructura subyacente (Sistema Ibérico), o sea, plegamientos sobre material joven y fracturas sobre el antiguo.

Las Villuercas, Cáceres

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Estilo Jurásico: Se caracteriza por una alternancia de pliegues convexos (anticlinales) y cóncavos (sinclinales), regulares y suaves formados por materiales plásticos del secundario y del terciario. Dichos pliegues suelen ser rectos o simétricos y suelen estar asociados a fallas de la misma dirección. Aunque las cumbres suelen corresponder con anticlinales y los valles con sinclinales, a veces se presenta el efecto contrario a causa de la erosión, mostrando un relieve invertido, como en los Montes Vascos.

La Muela © Alejandro del Valle, A. Carmelo Prieto

Estilo Alpino: En el estilo alpino, predominan los pliegues-falla, con series de estratos invertidos y mantos de corrimiento con cabalgamientos de grandes desplazamientos

Pirineos

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Cartografía de las estructuras geológicas Cuando el geólogo estudia una región, debe de identificar y describir las principales estructuras geológicas. Normalmente sólo está disponible un número determinado de afloramientos -lugares donde el sustrato de roca aflora en la superficieque permiten ver la disposición de estas estructuras. No obstante, en la actualidad con los grandes avances alcanzados en la fotografía aérea, y en la obtención de imágenes a través de los satélites junto con el desarrollo del sistema de posicionamiento global (GPS) han ayudado a este trabajo de un modo muy determinante. La creación de planos y la descripción de la orientación o la posición de las capas de la roca o las fallas de la superficie implica determinar las características estructurales y su disposición.

© Alejandro del Valle, A. Carmelo Prieto

Símbolos de estructuras y líneas de contacto utilizados en Mapas Geológicos © Alejandro del Valle, A. Carmelo Prieto

Un mapa geológico suele mostrar la dirección y el buzamiento de las estructuras © Alejandro del Valle, A. Carmelo Prieto

Mapa geológico y esquema de unidades y estructuras de la meseta norte © Alejandro del Valle, A. Carmelo Prieto

Hoja 372 del mapa geológico MAGNA 50, correspondiente a Valladolid © Alejandro del Valle, A. Carmelo Prieto

Corte geológico Norte-Sur © Alejandro del Valle, A. Carmelo Prieto

Ángel Carmelo Prieto Colorado Física de la Materia Condensada, Cristalografía y Mineralogía Facultad de Ciencias Universidad de Valladolid