Geologia Estructural I - Belousov

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V. BELOUSOV 
EDITORIAL MIR 
B. B. BEflOYCOB. CTPYKTYPHA~ rEonorH~ 
H3,!{AT.E.llbCT80 MOCl(.OBCKOfO YHH8EPCHTETA 
V. V. BELOUSOV 
GEOLOGIA 
ESTRUCTURAL 
TRADUCIDO DEL RUSO POR 
.EL INGENIERO V. LLANOS MAS 
Segunda edición 
EDITORIAL 
MIR, 
MOSCU 
Ha 11C08HCKOM R3b1K8 
Impreso en la U.RSS 
Primera edición 1974 
Segunda edicicSb 1979 
© Traducción al espaiiol. Editorial Mir. 1979 
INTRODUCCION 
La geología estructural es una parte de la geoteclónica, es 
decir, de esa asignatura geológica que estudia las particularidades 
de la estructura y desarrollo de la corteza terrestre relacionadas 
con los procesos mecánicos, movimientos y deformaciones que en 
ella tienen lugar. 
La corteza terresh e se compone de rocas que constituyen cuer• 
pos de formas diversas. As!, por ejemplo, las rocas sedimentarias 
yacen en forma de estratos. Estos pueden ser horizontales, y 
también inclinados o encorvados en pliegues. Las rocas magmáti• 
cas intrusivas forman cuerpos en forma de domos, cilindros, gotas 
grandes invertidas, filones ramificados, etc. Toda la corteza te-
rrestre Se compone de cuerpos adyacentes formados por rocas di-
ferentes. 
Semejantes cuerpos se denominan formas de yacimiento de las 
rocas, formas estructurales o, simplemente, estructuras 1) . El obje-
tivo de la geología estructural estriba, precisamente, en el estudio 
de las formas de yacimiento de las rocas, o de las formas estructu-
rales. 
Ante todo, se estudia el aspecto exterior, o morfología, de las 
formas estructurales. El resultado de dicho estudio puede ser la 
el asificación de estas últimas de acuerdo a sus indicios morfológi-
cos. Por ejemplo, los pliegues, en semejante clasificación, pueden 
dividirse en lineales, cupuliformes, rectos, inclinados, etc. 
El objetivo siguiente consiste en estudiar la cinemática o "me-
canismo" de la formación de estructuras. En este caso se estudian 
aquellos desplazamientos del material de la corteza terrestre que 
motivaron directamente el origen de formas estructurales concre• 
tas. En caso de pliegues, por ejemplo, se examinan las trayectorias 
1) Este último término, aunque se ha divul¡¡;ado considerablemente. no 
puede adlflitirse como suficientemente correcto. Bajo "estructura" se deberia 
entender la conslilución de una u otra sección de la corteza terrestre en su 
conjunto. y no la de un plie¡¡;ue o ruptura aislados. Es necesario señalar que el 
término "estructura" se emplea también en olres partes de la ¡¡eolo¡¡;ta, como, 
por ejemplo, en la petrografía. En el caso de que tratamos se tienen en cuenta 
las estructuras /ec/óllicas, pero en lo sucesivo, si no surl!'.e la necesidad, no se 
mencionará esta circunstancia. 
5 
y amplitudes de los desplazamientos de partículas aisladas de la 
capa, culpables de que ésta, siendo horizontal, se convierta en 
capa doblada en pliegue. 
El examen de las cuestiones cinemáticas permite, ante todo, 
clasificar a las formas estructurales en primarias, es decir, de 
formación simultánea a la de la propia roca, y en secundarias, 
surgidas como resultado de deformaciones posteriores de las for-
mas estructurales primarías. Así, por ejemplo, ta capa horizontal 
es la forma primaria de estratificación de la roca sedimentaria: 
se forma durante el proceso de acumulación del propio sedimento. 
Por el contrario, la capa encorvada en pliegues, representa la 
forma secundaria de yacimiento, puesto que dicha forma fue ad• 
quirida como resultado de una deformación posterior del estrato 
horizontal. A su vez, tas formas estructurales secundarias se divi-
den en grupos que dependen de unas u otras particularidades del 
mecanismo que las originó. 
Respecto a tas formas estructurales secundarias también sur-
gen preguntas de carácter dinámico como, por ejemplo, en qué 
dirección y sobre qué superficies fueron aplicadas las "fuerzas 
tectónicas" de compresión, de tracción o desplazamiento que pro-
\·ocaron la formación de las estructuras secundarias que examina• 
mos. Así, por ejemplo, los pliegues pueden surgir tanto como resul-
tado de la "flexión. longitudinal" (al aplicar las fuerzas de com-
presión paralelamente a 1 as capas), o como resultado de la "flexión 
transversal", cuando las capas se pliegan, al ser elevadas en al-
gunos tramos por la presión inferior, dirigida perpendicularmente 
al plano de éstas. . 
Precisamente son estas las cuestiones (morfológicas, cinemá-
ticas y dinámicas) de las que se ocupa la geología estructural. La 
geología estructural no plantea la cuestión del origen de las fuer-
zas suscitadoFas de unas u otras deformaciones en la corteza 
terrestre y tampoco se ocupa de las regularidades generales del 
desarrollo de la estructura de la corteza terrestre. Todas estas 
cuestiones se examinan en la geotectónica general. 
La importancia de la geología estructural en el complejo de 
las disciplinas geológicas es muy grande. Sin un conocimiento 
correcto de la morfotogia de las formas estructurales es imposible 
efectuar un levantamiento geológico, ya que el geólogo, casi 
siempre, se ve obligado a restablecer el aspecto completo de las 
formas estructurales basándose en las observaciones fragmenta-
rias de afloramientos aislados. Si el geólogo no sabe cómo enlaz.or 
dichos datos fragmentarios, su levantamiento geológico será in• 
completo e incluso er'róneo. 
Las formas de yacimiento de las rocas Influyen radicalmente 
sobre las condiciones de disposición de los minerales útiles en la 
corteza terrestre. Por eje,nplo, el petróleo y el gas na-tural, como 
regla general, se concentran en las bóvedas de los pliegues anti-
clinales. Para descubrir petróleo es menester, ante lodo, localizar 
6 
la cúspide de los anticlinales en las éápas más propicias para su 
concentración. Y para ello se necesita conocer las particularidades 
de la morfología de la estructura plegada. Muchos minerales útiles 
forman cuerpos que rellenan las grietas en la corteza terrestre. 
La geologla estructural enseña a comprender en qué condicio-
nes se forman las grietas de uno u otro tipos y cuál es su disposi-
ción más probable. 
El conocimiento de las formas de yacimiento de las rocas tiene 
una importancia primordial en la solución de cuestiones hídrológi• 
cas, ya que las vlas de circulación de las aguas subterráneas que-
dan determinadas por las condiciones en que yacen las rocas. Las 
formas de yacimiento de las rocas se deben tomar en consideración 
obligatoria durante las prospecciones geológicas de ingeniería, es 
deci r, al determinar las condiciones de edificación de obras. 
El estudio de I as formas de yacimiento de las rocas es la pri-
mera fase en el camino de las conclusiones respecto a la historia 
del desarrollo de un tramo concreto de la corteza terrestre, res-
pecto a aquellos movimientos tectónicos que tuvieron lugar en los 
limites de este último. 
Puesto que la cartografía geológica consiste principalmente en 
la revelación, estudio y fijación en el mapa y en los cortes geoló-
gicos de las formas estructurales, la geologla estructural se estudia 
en las instituciones de enseñanza en estrecha conexión con el curso 
de confección de mapas geológicos. Pese a ello, en este libro no se 
describen inlensionadamente los métodos de confección de mapas 
geológicos. Concentramos nuestra atención precisamente en las 
cuestiones de la geologla estructural: clasificación morfológica de 
las formas estructurales, "mecanismo" y dinámica de su origen. 
Trataremos, simplemente, de algunos métodos especiales, en los 
que se estudian las formas estructurales en el campo, cosa que, 
generalmente, no se estudia en los cursos de confección de mapas 
geológicos. 
El curso de geología estructural se basa en los conocimientos 
adquiridos por los estudiantes durante el estudio del curso de geo-
logía general, así como también durante las prácticas académicas 
de campo, que proporcionan las nociones elementales respecto a 
las formas de yacimiento de las rocas en la natu.raleza. Para poder 
definir correctamente las formasestructurales es menester domi-
nar los conocimientos de mineralogla, petrografía, estratigralía, 
que sean suficientes para poder establecer la composición de las 
rocas y la sucesión de su estratificación. 
CAPITULO 1 
FORMAS PRIMARIAS DE YACIMIENTO 
DE LAS ROCAS 
FORMAS PRIMARIAS Y SECUNDARIAS DE YACIMIENTO 
Como ya se indicaba en la Introducción, los cuerpos lormados 
por las rocas en la corteza terrestre se denominan formas de 
yacimiento de las rocas, o formas estructurales (o simplemente 
estructuras). Señalábamos también, que las formas estructurales 
pueden, ser de origen primario o secundario. A las deformaciones 
cuyo resultado es la formación de estructuras secundarias se las 
da el nombre de dislocaciones o alteraciones (se entiende que se 
trata de la alteración de la forma primaria de yacimiento de las 
rocas). Con términos idénticos se denominan también a los resul-
tados de las deformaciones, es decir, a las propias formas secun-
darias de yacimiento. 
El origen de las fuerzas suscitadoras de las dislocaciones o al-
teraciones, puede ser distinto. En ciertos casos dichas fuerzas 
surgen en el interior de la propia roca, como, por ejemplo, al 
aumentar o disminuir su volumen al absorber agua o desecarse, 
en otros son el resultado de algunos procesos químicos, recrista-
lización, etc. En algunos casos las fuerzas pueden surgir de la re-
lación recíproca existente entre dos capas. La capa formada de 
roca más pesada, si es suprayacente a otra de roca más ligera, 
tiende, por ejemplo, a hundirse en ésta, mientras que el material de 
la última se prensa hacia arriba y penetra en la capa superior. 
Surgen deformaciones que alteran la forma primaria de yaci-
miento. 
La forma primaria de yacimiento puede ser alterada bajo la 
influencia de fuerzas "externas" respecto al cuerpo geológico de 
que se trata. La capa sedimentaria en el fondo de un embalse, que 
todavía es blanda y no se ha solidificado hasta el estado de roca, 
y que no está cubierta por estratificaciones posteriores, puede desli-
9 
zarse bajo la influencia de la fuerza de gravedad por el fondo in• 
clinado, deformándose al mismo tiempo. 
La parte más Importante de las formas secundarias de yaci-
miento, cuyo estudio es el objetivo principal de la geología estruc-
tural, queda constituida por el resultado de los movimientos tectó-
11icos, es decir, por las dislocaciones del material de la corteza 
terrestre., suscitadas a su vez por I as fuerzas tectónicas. La na! ura-
leza de estas últimas no se puede considerar aclarada por completo, 
pero se sabe que son suscitadoras de la compresión, tracción o des-
plazamiento simultáneamente en volúmenes considerables de rocas, 
y no sólo en las proximidades de la superficie, sino que también a 
gran profundidad. Muchos movimientos tectónicos abarcan todo 
el espesor de la corteza terrestre y otros, una parte considerable de 
éste. 
De acuerdo a lo expuesto anteriormente las formas secundarias 
de yacimiento de las rocas se dividen en no tectónicas y tectónicas. 
Estas últimas se denominan también perturbaciones o dislocacio-
nes tectónicas. 
La clasificación de las formas estructurales en primarias y se-
cundarias t!S suficientemente evidente en lo que se refiere a las 
rocas sedimentarias. Pero, cuando con el mismo objetivo recurri-
mos a las rocas magmáticas, surgen dificultades. El desplaza-
miento del magma líquido en la corteza terrestre se puede consi• 
derar como una de las formas de movimientos tectónicos que tienen 
lugar en un ambiente de extraordinaria fluidez. Desde este punto 
de vista, cualquier forma final de yacimiento de las rocas magmá-
licas (!-ronco o pivote, ]acolito, dique, manto, etc.) es, en resumidas 
cuentas, una forma secundaria. No obstante, la forma "primaria de 
yacimiento del magma, que le era propia antes de iniciar su ascen-
sión hacia la superficie desde la profundidad en la que se formó, 
generalmente queda incógnita. Teniendo en cuenta esta particula-
ridad de las rocas magmáticas, examinaremos sus condiciones de 
yacimiento separadamente, en un capítulo especial. Mientras tanlo 
el capítulo presente va dedicado a las formas primarias de estrati-
ficación de las rocas sedimentarias. 
La forma de estratificación de la roca queda determinada por 
las superficies que la separan de los cuerpos lindantes, compuestos 
por otras rocas. Pero existe también la estructura interna de la 
roca, originada por la disposición interior de los elementos com-
ponentes (granos, cristales). A dishas particularidades de esta 
estructura se las denomina textura de la roca. La textura de las 
rqcas, a l igual que su forma de estratificación, puede ser tanto 
primaria, surgida simultáneamente con la formación de la propia 
roca, como secundarla, que representa en si el resultado de las 
alteraciones posteriores de la textura primaria bajo la influencia 
de causas tectónicas o no tectónicas. 
IQ 
FORMAS PRIMARIAS DE ESTRATIFICACIÓN DE LAS ROCAS 
SEDIMENTARIAS. 
CAPA COMO FORMA DE ESTRATIFICACION 
La forma primaria de estratificación de las rocas sedimentarias 
más difundida es la de capa horizontal. Por capa se comprende un 
cuerpo de naturaleza sedimentaria cuya superficie es considerable, 
su espesor relativamente pequeño y que está limitado por las su-
perficies divisorias que lo separan de otros cuerpos geológicos 
adyacentes. El grosor (espesor) de la capa puede variar desde 
algunos centímetros hasta varios metros, mientras que en las di· 
recciones horizontales la capa puede extenderse en centenares de 
metros, e incluso en kilómetros. Uno de los rasgos obligatorios de 
la capa es la conservación de una misma composición en toda su 
extensión. 
Las pilas sedimentarias son estratiformes, es decir, están cons-
tituidas por una sucesión de capas que yacen unas sobre otras. 
Toda capa suprayacente es de creación posterior a la capa inferior. 
Frecuentemente se observa cierta alternación de capas de compo• 
si'Ción diversa, es decir, de capas que yacen unas sobre las otras y 
que son formadas por rocas dííerentes (por ejemplo, las capas de 
areniscas, arcillas y calizas se alternan). Aparte de dicha sucesión 
de las rocas, entre las cap·as, en muchos casos, pueden observarse 
las superficies de separación. Estas últimas pueden manifestarse, 
ante todo, en la existencia de lisuras finas de mayor o menor pre-
cisión que separan las capas entre sí y, también, en la existencia 
de síntomas de cierto "tratamiento" de la superficie de la capa in-
ferior, tratamiento que tuvo lugar después de su sedimentación, 
pero que fue precedente al inicio de acumulación de la capa poste-
rior. Semejante "tratamiento" puede manifestarse en la meteoriza-
ción de la roca del techo del estrato, en el derrubio insignificante 
de éste, en su impregnación por sales minerales (con más frecuen-
cia, ferruginosas). Dichos sin tomas, si tienen lugar, indican el 
haber existido una breve paus.a de acumulación de sedimentos entre 
la formación de dos capas adyacentes. 
La estratificación se observa también en las pilas homogéneas, 
como, por ejemplo, en las pilas continuas de calizas. En estos casos 
los límites entre las capas se manifiestan solamente en las super• 
íicies de separación, ya que no existe ninguna sucesión de rocas. 
A la superficie Inferior de la capa se la denomina muro o piso 
y a la superior, techo. 
Aunque toda capa individual puede observarse en un área ex-
tensa, obligatoriamente, al fin y al cabo, esta capa en todas direc-
ciones se acuña, desaparece paulatinamente y se sustituye en ma-
nera de cuña por otras capas. 
Si el acuñamiento de la capa tiene lugar en ambas direcciones, 
pero en poca extensión, la capa se convierte en lente. La estratifi-
cación de las rocas sedimentarias en forma de lente es caracterís-
11 
tica, sobre todo, para las sedimentaciones continentales (por 
ejemplo, de río), y también para las de las costas marítimas. 
A la par del término "capa" se emplea el término "estrato". La 
palabra "estrato" frecuentemente se utilizacomo sinónimo de capa. 
S!n embargo, a veces también se denomina estrato a un grupo de 
capas unidas por algún rasgo común (como, por ejemplo, su com-
posición o color) y que se diferencian de otras capas. En otras 
ocasiones en el término "estrato" se introduce otro contenido más 
complicado. En lo sucesivo ambas palabras (capa y estrato) las 
emplearemos como sinónimos. 
Como regla general las capas, sobre todo las de las rocas sedi-
mentarias marítimas, se forman en posición horizontal. Ello va 
Flg. l. Forma primaria de yadmlento inclinado de las capas. Macizo de arre-
cifes del Carbonlfero inlerlor en el estado de New Mexico (EE. UU.). 
J-formaclón Oonna Anna: Z-forma.ctón Archente: .t-Jacles de mácmol .superior gris 
~ ~'li:m ~~o~~~~o~ ~, ac<l:s ªd!":re~~~~e~~ C!t•l~mcºrf ~~f 3~a4de1 ~t:~odgeo:: orr'l:!t'a c't~~~ l:i~~ 
:!iªCr:.1f1•cJ~~~sne~~~e:11?:e!rl3:':::~e g~~3oJlf~~acÁ~Zm!:;!,Jo~ A¿~n;:::;,do~!bf!~~';~~= 
de Alamoirordo: i-íacfes de las are~~sccl~~ 'f!!t~lie1~ srano tino de Afoniogordo; ID- for-
ligado a las condiciones de formación de las mismas capas, que en 
la mayoría de los casos se depositan en los tramos de fondo marí-
timo de poca profundidad nivelados por la abrasión, en las depre• 
siones llanas continentales, en el fondo de los valles, etc. 
Sin embargo, el yacimiento primario de las capas puede haber 
sido inclinado, y no horizontal. Para las rocas volcano-clásticas 
semejante caso puede observarse en los taludes de los volcanes o 
cráteres explosivos, en donde las inclinaciones primarias pueden 
alcanzar 35º (vean cap. 8). Los sedimentos fluviales descubren su 
estratificación primaria inclinada en las laderas de los valles, 
mientras que los marítímos manifiestan dicha estratificación en los 
extremos de los macizos de arrecifes coralinos o al llenar I as cavi-
dades en el techo de los sedimentos inferiores (fig. I). 
La estratificación primaria inclinada se observa preponderante-
mente en los sedimentos jóvenes - Cuaternarios o Neogénicos. En 
depósitos más antiguos este fenómeno se observa más raramente. 
Las inclinaciones primarias generalmente se conservan en los lí-
12 
miles de intervalos estratigráficos muy reducidos, y rápidamente 
son sustituidas en la dirección ascendente de la sección por una 
estratificación horizontal. 
ESTRUCTURA PRIMARIA INTERIOR DE LAS ROCAS 
SEDIMENTARIAS 
La estructura interior de las capas de rocas sedimentarias de-
pende de las condiciones fisico-geográ(icas en las que se formó el 
sedimento. Y precisamente por esto, en los cursos de petrografía 
de las rocas sedimentarias, litología y paleogeografía, dichos pro-
blemas se estudian más detalladamente. Aqul simplemente mencio-
naremos algunas particularidades fundamentales de la estructura 
Interior de las rocas sedimentarias. La disposición de los granos de 
la roca depende de los movimientos del ambiente en el que trans-
currió la sedimentación. Por ejemplo, en los conglomerados (gui-
jarrales) formados en la orilla del mar en la zona de las rompien-
tes puede observarse una sucesión de guijos dispuestos en forma 
de tejar. Estos últimos tienen inclinación preponderante hacia la 
dirección en la que batían las olas de la rompiente, es decir, en 
dirección del mar, y los ejes largos de los guijos están dispuestos 
a lo largo de la línea de la orilla. De manera idéntica las conchas 
de mar, ·en la zona de la rompiente, se e::ttierran en posiciones en 
las que sus ejes largos quedan paralelos a la costa. 
En los rios en los que la corriente varía bruscamente en su 
sección transv~rsal, igual que en las zonas de vigorosas corrientes 
marítimas, los guijos, los granos de arena y las conchas orientan 
su eje largo en dirección de la corriente. 
Los granos planos (como, por ejemplo, las escamas de la 
mica), tanto en el agua corriente como en la estancada, general-
mente se depositan en el fondo en posición horizontal, y precisa-
mente por esto resultan estar orientados paralelamente unos res-
pecto a los otros. 
Al examinar detalladamente la sección de una capa, en su in-
terior se puede advertir una estratificación de menor escala for-
mada por intercalaciones muy finas cuyo espesor es de varios o, 
incluso, de un solo grano de sedimentos. Semejantes intercalacio-
nes se observan más a menudo en las rocas terrígenas que en las 
calizas. A diferencia de las capas propiamente dichas, las interca• 
laciones se denominan microestratos o nervios y a su conjunto, la-
minación. 
Los microestratos pueden ser paralelos a la capa. Pueden tam-
bién ser ininterrumpidos o discontinuos y de forma de lente. La-
minación rayada se denomina a la disposición paralela entre sí, y 
respecto a toda la capa, de los diversos granos planos de mica, 
partlculas planas de arcilla y acumulaciones del detritus vege-
tal. 
13 
Pero los microestratos también rueden estar inclinados respecto 
a toda la capa. Esta es la llamada aminación oblicua, que frecuen• 
temen te la denominan estratificación oblicua (fig. 2). 
La estratificación oblicua se forma al sedimentarse la arena u 
otro material detrítictJ (por ejemplo, el detritus menudo de con-
chas) en el fondo del río, en la zona de las corrientes marítimas, 
rompientes y dunas móviles. Por 
el carácter de la estratificación 
oblicua se determinan las candi· 
ciones de formación del sedimento. 
Estas cuestiones se tratan en los 
cursos de litología y paleogeo-
gralía. Puesto que, generalmente, 
-----111<--l' los microestratos oblicuos en el 
Fig. 2. Estrallficación diagonal. 
Depósitos de Chocrack en Da¡¡ues• 
tán. En la parle superior de la 
figura se ven las señales de la ri• 
zadura del oleaje en el corte lrans· 
versal (L. Rujío) 
muro de la capa van aplanándose 
y se aproximan a la posición pa-
ralela de la propia capa, la estra-
tiíicación diagonal puede ser apro-
vechada para determinar el techo 
y muro de la capa en las pilas de 
gran dislocación, en las que las 
capas pueden yacer en posición 
invertida. 
Al formarse la arena a muy poca profundidad en la zona ele 
la;, rompientes, igual que en el cauce de los ríos de corriente vi-
goro~a, los microestratos resultan estar encorvados en crestas de 
Fig. 3. Huellas de la rizadura del oleaje (esquema). Según Van Hise: 
a-aupcr!tcfc de Ja rtuduro del oleaje; b - huell.111 de IQ rbaden. del oJiaaJe en eJ 
muro de Ja capa aupreyacenle 
varios centímetros de altura. Las c restas se observan también en 
el techo de la capa. Estas son las llamadas señales de embale de 
las olas o señales de rizaduras de oleaje, que a su vez pueden 
utilizarse para distinguir al techo de la capa del muro de ésta 
(fig. 3) . Debe tenerse en cuenta que las huellas de intersección de 
las superficies de superposición con el clivaje y, a veces, el bou-
dinaje (cap. 3) se parecen a las señales de las rizaduras de oleaje. 
14 
Otras particularidades de la estructura interior de la capa, que 
también pueden aprovecharse para localizar su techo y .muro, son, 
por ejemplo, las huellas de las gotas de la lluvia o las grietas de 
desecación rellenas de material en la superficie de la capa. 
Con línes similares se utilizan ampliamente las asi llamadas 
"figuras del flysch" ("jeroglíficos") que forman un relieve capri-
FI¡. 4. Jerogllflcos. Flysch terrl-
geno del Jurásico medio. Céucaso 
noroeste (loto de M. Lomlze) 
choso e irregular en la superficie 
inferior de las capas areniscas 
cuando éstas yacen sobre capas 
arcillosas. La altura de este re-
lieve alcanza algunos centímetros 
(fig. 4). El origen de las líguras 
de flysch no está lo suficientemen-
te aclarado. Una parte de ellas se 
considera como el resultado del 
hundimiento del material arenisco 
más pesado de la capa sup·raya-
cente en el material arcilloso de 
menor densidad de la capa infe-
rior bajo la in fluencia de la fuerza 
de gravedad. Respecto a procesos 
semejantes trataremos en el ca-
pítulo 3. Pero entre las figuras 
del "flysch" existen también mu-
chas de origen distinto. Así, por 
ejemplo, se encuentran a veces 
moldes de las comunicacionessub-
terráneas de las lombrices de 
tierra, huellas del arrastramiento 
de los moluscos u otros organis-
mos, etc. 
También se pueden distinguir el techo y muro de la capa según 
la posición de la fosilización, por ejemplo, de los corales aislados 
o de sus colonias, o de los tocones de los árboles enterrados en las 
capas. 
CORRELACION ENTRE LAS CAPAS 
Anteriormente indicábamos que en los cortes geológicos gene-
ralmente se observa la alternación de las capas de diferente com• 
posición. A veces semejante alternación parece ser desordenada, 
pero, sin embargo, frecuentemente se puede observar uno u otro 
orden en la alternación de capas de diíerente composición. 
La alternación más interesante de capas desde el punto de vista 
de los problemas de la geología estructural, es la estratificación 
rítmica. Dicha estratificación se caracteriza por la reiteración rit• 
mica en el corte de cierto "surtido" de rocas. Generalmente, en la 
parte inferior del ritmo yace una roca que, relativamente, es más 
g.ruesa, como, por ejemplo, la arenisca o la caliza detrítica, y más 
15 
arriba ésta se sustituye por rocas más finas representadas por 
arcilhs arenosas, margas o arcilla pura. El espesor de cada ritmo 
oscila entre partes de un metro y 2-3 metros, y una inmensa can• 
tidad de ritmos (centenas y miles) se subsiguen en el corle geo• 
lógico diferenciándose entre si por algunas oscilaciones del espesor 
de todo el ritmo o de elementos aislados de éste, así como también 
por las desapariciones locales de una u otra capa. Las transiciones 
entre los elementos del ritmo son paulatinas, y el ritmo, en su 
conjunto, se separa de los adyacentes a él por limites bien mar• 
cados. Precisamente en las pilas rítmicas de esta naturaleza, en 
el muro de las capas de areniscas, tienen amplio desarrollo las fi. 
guras del flysch. 
La estratificación rítmica es singularmente caracterís tica para 
los conjuntos del flysch y carboníferos. Dicha estratificación, al 
igual que algunos de los indicios anteriores, puede utilizarse para 
precisar al techo y al muro de la capa en aquellos casos en los que 
la violenta dislocación de las rocas permite suponer que las capas 
pueden resultar invertidas. Con esto se hace uso de esa regulari-
dad de que en el muro del ritmo yace la roca sedimentaria más 
gruesa, mientras que en su techo yace la más fina. Debemos se-
ñalar que en la literatura se exponen casos de disposición inversa 
de las rocas en el ritm.::, pero semejantes casos son de exlraordina• 
ria rareza. 
Como indicábamos anteriormente, entre las capas que a pri-
mera vista se suceden ininterrumpidamente, pueden observarse tas 
superficies divisorias, acompañadas de indicios de una pausa en 
el proceso de acumulación de sedimentos. Semejantes pausas 
entre las capas son de extraordinaria brevedad en las escalas de 
tiempo geológico y, sin embargo, su existencia demuestra que el 
proceso de acumulación de sedimentos es discontinuo. En el pro-
ceso de acumulación de sedimentos existen pausas de duración 
mucho más considerable que corresponden a las largas épocas de 
emergencia de aquellas regiones que hasta entonces eran los lu-
gares de acumulación de los sedimentos. L a duración de las 
pausas puede ser calculada con la escala estratigráfica, y puede 
corresponder a un siglo, época, período, o a varios períodos, en la 
escala cronológica geológi,ca. Durante tan largo tiempo, como es 
natural, la superficie de las capas acumuladas anteriormente se 
somete a un "tratamiento" mucho más considerable, incluyendo 
frecuentemente el derrubio de grandes espesores de rocas. 
Cuando en lo sucesivo el tramo emergido se sumerge de nuevo, 
y en su superficie se reanuda la sedimentación, entre las capas que 
se formaron antes de su interrupción y las capas que comenzaron 
a sedimentarse después de ésta, surge una discordancia. Dos series 
de capas están separadas por la superficie de discordancia. 
Si ambas series descansan paralelamente entre si (aunque en 
el lecho de \a serie subyacente pueden existir pequeñas rigurosi-
dades erosionales) se trata de la discordancia paralela (fig. 5, a). 
16 
Si durante la pausa la serie subyacente se sometió a dislocaciones 
y sus capas se inclinaron o encorvaron en pliegues que, a conti-
nuación, se cortaron de la superficie, mientras que la segunda serie 
descansa en la _superficie cortada de las capas dislocadas, surge 
la discordancia angular (fig. 5, b). En la mayoría de los casos las 
capas de la serie suprayacente descansan paralelamente a la su-
perficie de discordancia, mientras que las capas de 1.a sede subya-
cente se apoyan en dicha superficie bajo uno u otro ángulo de dis-
cordancia. Este indicio permite distinguir a ta serie suprayacente 
de la subyacente en aquellos casos en los que dislocaciones poste-
Flg. 5. Discordancia (esquema): 
a - parale,)a; b-an¡uJar 
\ .... /, 1, I -,-,-~,,,,¡~ 
1 1 -
1 ,\-r,, ,-, ,..... ·¡ 1 i 1 
-l-1-1- 1- 1- 1-
Fig. 6 . Discordancia de contacto 
(esquema): 
a-paralelo~ b-lnarmónlco 
riores provocaron el volcamiento de la superficie de discordancia, 
mientras que los indicios estratigráficos son insuficientes. En el 
muro de la serie suprayacente puede divisarse el conglomerado 
basal, buen indicio de la discordancia. 
Muy raras veces se encuentran grandes desigualdades del re• 
lieve conservadas bajo los sedimentos posteriores. En semejantes 
casos las capas inferiores de la serie suprayacente rellenan las 
depresiones del antiguo relieve, y solamente las capas más Jóvenes 
logran cubrir las crestas de éste. A simil relleno !le las depresiones 
del antiguo relíeve se le denomina estratificación irigresiva. Y en 
los bordes de - antiguas dep,resiones enterradas se puede observar 
la discordancia de co11tacto de la serie joven con la más vieja. 
Puede distinguirse, a su vez, la discordancia de contacto paralelo 
y de contacto inarll'\ónico (fig. 6), dependiendo ello de s! la serie 
subyacente conservó su disposición horizontal o se dislocó antes 
de que se elaborara su relieve. 
2-2215 17 
VARIACIÓN DE LA COMPOSICION Y ESPESOR 
DE LOS DEPOSITOS EN LAS AREAS 
Una de las propiedades importantes de las masas sedimentarias 
es su variabilldad no sólo en la dirección vertical, sino que tam-
bién en la horizontal. Se someten a cambios tanto la composición 
de las rocas como el espesor de las subdivisiones estratigráficas. 
En ciertas regiones semejantes variaciones suceden de manera 
lenta y gradual, y se hacen patentes solamente a distancias gran-
des que se miden en centenas de kilómetros, mientras que en otras 
regiones los cambios considerables en la composición y espesor de 
los depósitos suceden con gran rapidez y a distancias cercanas. 
A veces la composición y espesor del depósito varían totalmente 
a saltos. Más frecuentemente, sin embargo, existe cierta zona tran-
sitoria, aunque no muy grande, en cuyos límites tienen lugar los 
cambios desde un tipo de corte hasta otro. En s.,mejante zona ge-
neralmente se observa el acuñamJento de las capas de una compo-
sición y la aparición de capas de otra composición. 
En algunos casos las rocas de una u otra composición tienen 
una propagación limitada, ocupando solamente una estrecha fran-
ja entre las rocas de una misma edad aunque de otra composición. 
Si la formación de rocas de esta composición singular estuvo tam-
bién limitada en tiempo, dichas rocas, en el corte, forman lent.es. 
Los cambios en la composición y espesor de los depósitos re-
flejan los procesos de lentos alzamientos y hundimientos de la 
corteza terrestre, de sus así II amados movimientos oscilatorios. El 
espesor del depósito, como regla, responde a la amplitud del ala-
beo de la corteza terrestre. Si, por ejemplo, los depósitos jurásicos 
de la llanura Rusa tienen un espesor de 300 m, y en la pendiente 
norte del Cáucaso su espesor alcanza 3000 m, ello significa que 
durante el período jurásico la corteza terrestre se encorvó en la 
llanura Rusa aproximadamente en unos 300 m, mientras que en 
el Cáucasodel Norte dicha inflexión se aproximó a los 3000 m. 
Estas cifras reflejan el alabeo total que se i:reó después de las 
numerosas oscifaciones de la corteza terrestre hacia abajo, cuando 
se acumulaban los sedimentos, y hacia arriba, cuando éstos se 
derrubiaban parcialmente. El papel de semejantes derrubios perió-
dicos en la plataforma Rusa fue, indudablemente, muy superior 
que en el Cáucaso. 
Cuando la superficie de la corteza terrestre emerge y se somete 
al derrubio por las aguas superficiales y a la abrasión marítima, 
los productos del derrubio se arrastran a las depresiones conti-
guas en I as que se depositan en ion as: los sedimentos detríticos 
más gruesos ~e depositan en las inmediaciones de la orilla, mien· 
tras que los más linos se alejan de ésta. De tal manera se forman 
1 as zonas que se caracterizan por la composición diferente de los 
depósitos simultáneos. Al variar la ·velocidad de emergencia de la 
tierra firme y los contornos de ésta, al aparecer nuevos tramos de 
18 
tierra firme y al desaparecer los tramos anteriores, la distribución 
de las zonas de sedimentos de distinta composición varía: allí 
donde se acumulaban los sedimentos finos comienzan a sedimen-
tarse los más gruesos, cambia el ancho de propagación de los sedi-
mentos de una u otra composición alrededor de la tierra firme. 
Estos procesos conducen a 111 variabilidad de la composición de 
las rocas sedimentarias tanto en dirección vertical como en hori• 
zontal. 
Las cuestiones de la conexión existente entre el carácter y es-
pesor de los sedimentos y movimientos oscilatorios se examinan 
en los cursos de geotectónica, litologia y paleogeografía. 
YACIMIENTO MASIVO DE LAS ROCAS 
SEDIMENTARIAS 
Aunque para las rocas sedimentarias es característica la es-
tratificación, · se conocen casos en los que éstas yacen en macizos 
propios, por ejemplo, de los arrecifes calcáreos compuestos por co-
lonias de corales, briozoos (sajinias) o algas calcinógenas. A las 
acumulaciones en masa de organismos en colonia se las denomina 
biohermos. 
Los biohermos pueden ser cupuliformes, de lente, de hongo. Los 
biohermos generalmente están rodeados de capas de calizas detrí-
ticas formadas a costa de la destrucción de los arrecifes. Estas 
capas siempre están inclinadas hacia la parte exterior del arrecife. 
Y asi es que los biohermos no sólo son interesantes como formas 
de yacimiento masivo de las rocas, s ino también por influenciar 
en la posición de las rocas adyacentes: el yacimiento primario de 
las capas de estas últimas puede no ser horizontal, sino inclinado. 
Se encuentran zonas en las que los biohermos se formaron en e l 
transcurso de largo tiempo geológico y, ·por consiguiente, figuran 
entre las capas de diversas edades (véan fig. 1). Sin embargo, en 
su conjunto, las formas de yacimiento masivo de las rocas sedi-
mentarias juegan un papel insignificante en la estructura de la 
corteza terrestre. 
CAPITULO 2 
NOCIONES ELEMENTALES RESPECTO 
A LAS DEFORMACIONES Y DESTRUCCION 
DE LOS CUERPOS SOLIDOS 
Las dislocaciones de las rocas se dividen en coherentes y dis-
yuntivas. En el primero de los casos la forma de yacimiento de las 
rocas varía sin perturbar su continuidad, mientras que en el se-
gundo en la roca se originan desgarramientos. 
Tanto las dislocaciones coherentes· como las dislocaciones dis-
yuntivas de las rocas se ·originan bajo el influjo de las cargas 
aplicadas, es decir, de las fu erzas mecánicas. En la física, y tam-
bién en diversas ramas de la técnica, se efectúa un estudio especial 
de semejantes fenómenos con arreglo a los diferentes materiales. 
De tal manera se revelan cuáles son las propiedadas de los ma-
teriales, que influyen sobre la capacidad de éstos de cambiar su 
forma o quebrarse, y se elabora la teoría de dichos procesos. Comr;> 
es natural, para una mejor comprensión de las condiciones en que 
se forman las dislocaciones tectónicas es imprescindible estudiar, 
por lo menos, los datos principales de procesos análogos acumu-
lados en la física y en la té,cnica. 
Debemos señalar, sin embargo, que la estricta teoría física 
de las deformaciones de los cuerpos sólidos en la actualidad está 
elaborada solamente en lo que se refiere a las deformaciones muy 
pequeñas que tienen lugar en los cuerpos diminutos homogéneos 
isótropos. A su vez, la teoría de destrucción de los cuerpos sólidos 
mediante su fragmentación establece solamente el momento más 
inicial de formación de la grieta. Mientras tanto, en Je corteza 
terrestre observamos deformaciones muy grandes que tienen lugar 
en grandes volúmenes de rocas y, además, en un ambiente betero• 
géneo y anisótropo. Un factor importante, que influye sobre el ca-
rácter y desarrollo de la deformación en el ambiente natural, es la 
fuerza de la gravedad, que en la teoría física no se toma en consi-
deración debido a la insignificancia tanto de los volúmenes parti-
cipantes, como de las deformaciones. En las rocas no sólo surgen 
20 
las fracturas, sino que durante largo tiempo éstas se propagan, 
simultáneamente con las deformaciones plásticas persistentes en 
los tramos vecinos de rocas. Así es que las condiciones de las dis-
locaciones tectónicas naturales son mucho más complicadas que 
aquellas que se examinan en la teoría física existente. 
Y es precisamente por esto por lo que nuestra narración se 
dividirá en dos partes. Comenzaremos por examinar, de la forma 
más elemental, las deducciones de mayor importancia de la teoría 
física respecto a pequeñas deformaciones en pequeños cuerpos 
sólidos homogéneos. Esto es indispensable hacerlo, puesto que toda 
deformación complicada, al fin de cuentas, se compone del conjun-
to de deformaciones simples particulares. Más tarde, después de 
conocer las principales formas estructurales, examinaremos al-
gunas particularidades del mecanismo de las deformaciones tectó-
nicas, particularidades que están ligadas al hecho de que estas 
últimas transcurren en grandes escalas y volúmenes, en ambiente 
heterogéneo y bajo fuerte influencia de la fuerza de gravedad. 
NOCIONES GENERALES 
Las fuerzas mecánicas exteriores aplicadas a un cuerpo, que 
también se denominan cargas, pueden ser de tJOlumen y de super-
ficie. La fuerza de gravedad es un ejemplo de carga de tJolumen. 
En este caso las fuerzas van aplicadas directamente a cada par-
tícula del cuerpo, independientemente de su influencia sobre otras 
partículas. Las fuerzas actúan sobre cualquier volumen del cuerpo, 
por muy distante que éste se encuentre de la superficie. 
Las cargas de superficie se aplican a la superficie del cuerpo. 
A su vez, éstas se dividen en repartidas y concet1tradas, o aplica-
das en un punto. La carga repartida se aplica sobre un área con-
siderable de la superficie del cuerpo, mientras que la carga con-
centrada se aplica a una superficie elemental tan pequeña que, en 
la escala del experimento dado, puede considerarse como un punto. 
El cuerpo que se encuentra bajo carga y conserva su posición 
en el espacio (es decir, está equilibrado de tal manera que no 
adquiere ni aceleración lineal, ni rotación) experimenta un cambio 
de forma o de volumen, o de ambos a la vez. En la terminología 
flsica moderna todo cambio de forma o de volumen se denomina 
deformación. En cierta parte de la literatura más antigua se deno-
mina deforrr¡ación solamente al cambio de forma, mientras que 
para el cambio de volumen se utiliza el término dilatación. Este 
término, a veces, también se encuentrn en la literatura geológica. 
Al proceso de división de un cuerpo sólido por una grieta se 
le denomina destrucción del cuerpo. 
El término geológico "dislocación" abarca tanto el cambio de 
forma de la roca (es decir, la deformación de este último) como la 
formación de fracturas en ellas (es decir, su destrucción). Ulterior-
mente, en aquellos casos en los que se trata de dislocaciones tectó-
21 
nicas coherentes, a la par del término "dislocación'', emplearemos 
también el término "deformación". 
Si del cuerpo sometidoa deformación se corta cualquier trozo 
de cualquier dimensión y se observa en todos los casos una varia-
ción de forma y de volumen absolutamente igual, a semejante de-
formación se la denomina homogénea. Por ejemplo, si una barra 
(fig. 7, a) se somete a tracción uniforme de tal manera que la di-
rección de la tracción y su dimensión (es decir, la relación existen• 
te entre el incremento de su longitud y la longitud inicial del trozo 
a 
--
1 / / ·~ • f I, -d 
e 
Flg. 7. f ormas simples de cargas y de deformaciones del cuerpo s61ído: 
Cieíormaclone1 homo¡¡~ncas: a-h'.o~c lóJJ; b-c:omprcsló11: ~-despl.112:otnlento slmple; 
:r1ei~:~:~zt~~coJ: r,.Uit~j~j:S 1:: f!i~:':: i"i:r~f:a ':e •:i~~~~).iªtef~~~~~l~~9 h~f~ro~~!~~~ 
•-flexión; / 1 -dlm0QSJ6n Inicial del cuerpo: l,-dlmen1f6U IJna l dcJ c uerpo: +). y -A 
ale,rgamlenlo y acorlam!ento absol1.1to:i.: u - 11:ngulo de desPlai..arnlento: IH ftechaa pun~ 
ttadu son lu rucnas que Impiden i rr1r 111:I _cu~rpo 
dado) en cualquier punto de la barra son iguales, a semejante 
deformación se la denomina homogénea. Si, por el contrario, la 
barra se somete a flexión (fig. 7, e), en sus diferentes puntos la 
deformación resulta ser distinta: en la parte convexa de la barra 
tiene lugar t racción paralela a la superficie y en la cóncava, com-
presión de una misma dirección, mientras que a lo largo de la 
línea media de la barra no surge n! la tracción, ni la compresión. 
A semejante deformación se la denomina heterogénea. Por otra 
parte, s i examinarnos la deformación solamente en los límites de 
un volumen elemental de la misma barra resulta ser que, en su 
límite, la deformación puede considerarse homogénea. 
En lo sucesivo, al examinar pequeñas deformaciones que tienen 
lugar en pequeños volúmenes, las consideraremos homogéneas. 
2.2 
Existen dos tipos de deformaciones homogéneas: la compresi6n-
tracción y el desplazamiento (vean fig. 7). La. compresión-tracción 
conduce a la reducción o aumento de las dimensiones del cuerpo a 
lo largo de cierta dirección, que es el eje de la compresión o de la 
tracción. La dimensión de la compresión-tracción se determina por 
la relación existente entre el cambio (positivo o negativo) de la 
longitud del cuerpo en la dirección dada y su longitud; inicial en 
esa misma direcc!ón ( ~ = 1' : 1º en la· fig. 7, a, b). Puesto que 
durante las deformaciones el volumen del cuerpo varia poco, la 
compresión por un eje va acompañada de la tracción por otros 
ejes. Por ejemplo, el cilindro, comprimido a lo largo de su eje, 
engruesa. 
Es cómodo conservar los términos de compresión y de tracción 
para la designación de las fuerzas, denominando acortamiento y 
alargamiento del cuerpo al resultado de su acción sobre éste. 
Desplazamiento se llama a aquella deformación durante la cual 
varían los ángulos entre las l ineas trazadas en el cuerpo. Por 
ejemplo, la sección cuadrada durante el desplazamiento s~ con-
Yierte en rómbica. Provoca el desplazamiento el "par de fuerzas", 
es decir, dos fuerzas paralelas de dirección opuesta aplicadas a 
las super_ficies del cuerpo que están dispuestas paralelamente a la 
dirección del desplazamiento. Siendo así. e l cuerpo no debe girar. 
Ello puede lograrse aplicando a las dos superficies restantes fuer-
zas complementarias en las direcciones indicadas con flechas pun• 
teadas en la fig. 7, e y d. La dimensión del desplazamiei:ito se de-
termina por la tangente del ángulo de desplazamiento (tg a) o, en 
caso de que éste sea pequeño, por el propio ángulo q;. 
Se diferencian el desplazamiento simple y el desplazamiento 
puro. Durante el desplazamiento simple las caras de la sección 
cuadrada sesgad.a se desplazan cada una en su plano. Al suceder 
esto la distancia entre ambas caras, medida en dirección normal, 
no varía, mientras que las dimensiones de las caras que se inclinan 
cambian, agrandándose a medida que aumenta el án gulo de des-
plazamiento (fig. 7, e) . 
El desplazamiento puro se obtiene en aquel caso en el que se 
conservan las dimensiones de todas las caras durante el proceso 
de deformación (fig. 7, d). Un modelo de semejante . desplaza-
miento puede obtenerse fácilmente sí construimos un cuadro con 
articulaciones en los ángulos y lo deformamos. desplazando uno 
de sus lados respecto al opuesto. En este caso, la distancia entre 
las caras paralelas al desplazamiento no se mantiene igual: las 
caras se aproltiman a medida que aumenta el" ángulo de desplaza• 
miento. 
Puesto que el desplazamiento simple de dimensión patente en 
los cuerpos sólidos es lmposible,,en lo sucesivo nos limitaremos a 
estudiar el desplazamiento puro. En este caso resulta ser que se 
puede simplificar aún más la noción respecto a los tipos elemen-
23 
tales de deformaciones. Efectivamente, el desplazamiento puro 
puede obtenerse aplicando la compresión a lo largo de aquella 
diagonal que se acorta durante el proceso de desplazamiento y la 
tracción a lo largo de la otra diagonal, que se alarga durante el 
proceso de la misma deformación. 
Por consiguiente, todas las deformaciones homogéneas peque-
ñas pueden ser reducidas a un acortamiento-alargamiento. 
DEFORMACION ELASTICA 
Las deformaciones pueden ser elásticas y plásticas (o residua-
•les). Durante la deformación elástica la anulación de la carga de-
formadora conduce al retorno del cuerpo a su forma inicial. Por el 
contrario, durante la deformación plástica, una vez anulada la 
carga deformadora, el cuerpo conserva la forma adquirida durante 
el proceso de deformación. 
Todo cuerpo sometido a una deformación elástica ofrece resis-
tencia, y para obtener I a dimensión deseada de deformación es 
menester superar dicha resistencia. La resistencia demuestra que, 
al aplicar cargas exterior'es, en cualquier punto del cuerpo y en 
cualquier superficie que mentalmente podamos trazar en el interior 
de éste, surgen fuerzas internas de dirección opuesta. 
Si se relaciona la dimensión de dichas fuerzas con la unidad 
del área de la seccíón del cuerpo en el que éstas ,;urgieron (por 
ejemplo, con un centímetro cuadrado), se obtiene la magnitud 
llamada tensión. Así pues, tensión es la fuerza referida a ]a uni<lad 
de área. 
Es fácil ver que, para una misma carga exterior y una misma 
deformación, la dimensión de la tensión depende de la dirección 
del plano que elegimos mentalmente en el cuerpo deformable. Las 
tensiones serán máximas en el plano perpendicular al eje de trae· 
ción, y disminuirán a medida que giremos este plano y lo aproxi· 
memos a la posición paralela a dicho eje. Cuando el plano quede 
paralelo al eje las tensiones disminuirán hasta ser nulas. 
El conjunto de todas las tensiones existentes en el cuerpo dado 
sometido a deformación, representan su estado de tensión, o su 
campo de tensiones. 
Puesto que la deformación elemental siempre es acortamiento-
alargamiento, cualquier estado tensional homogéneo, como se dP-
muestr-a en la teona de la elasticidad. puede ser reducirlo I' las 
tensiones de compresión-tracción por tres ejes de mutua perpendi-
cularidad. Dichos ejes se denominan ejes principales de tensiones. 
Durante el proceso de deformación estos ejes conservan su perpen· 
dicujaridad mutua y, además, la compresión y la tracción en dos 
de los tres ejes principales son límites, es decir, una de ellas es 
máxima, mientras que la otra es mínima. 
Ya que, de acuerdo a la condición, tratamos de deformaciones 
homogéneas en cuerpos isótropos, la deformación que surge bajo 
24 
la carga corresponde completamente a la distribución de las ten-
siones y, por lo tanto, los ejes principales de deformación también 
corresponden y coinciden con los ejes principales de tensiones. 
A lo largo de aquellos ejes tienen lugar el acortamiento o el alar• 
gamiento del cuerpo en dimensión proporcional a la tensión. Por 
uno de los ejes sucede el acortamiento o alargamiento máximo y 
por el otro, el m[nimo. 
De ello se desprende la manera cómoda de representar la defor-
mación del cuerpo en forma del ~elipsoide de la deforma-ción". Imagiqémonos una esfera 
(fig. 8, A). Supongamos que ésta 
representa el estado Inicial del 
cuerpo no deformado. Si apli• 
camos a la esfera en tres direc• 
ciones de mutua perpendiculari• 
dad fuerzas de compresión o 
tracción de diferente magnitud, 
la esfera elástica se conver• 
tirá en un · elipsoide triaxial 
(fig. 8, B). Las diferencias exis-
tentes entre las dimensiones del 
elipsoide y la dimensión del diá-
metro de la esfera inicial co-
rrespon<l'erán a la magnitud de 
la deformación a lo largo de los 
~jes principales de deformación. 
En la direccíórt de la compre-
sión máxima se situará el eje 
menor del elipsoide, mientras 
que en la dirección de la com-
presión mínima o de la tracción 
máxima, el eje mayor. 
A 
FI¡¡. 8. Ellpsolde de la deformación: 
A-forma lnlctt!I, del e:1..u:tpo cx-pt1esta en 
fo,ma .de ufe1a: B"""l'cllpsoldc en d que. 
~~fo~~!~~~I~ (~,tp~~Je¡: d1 l~ei1!:m::(6:~ 
Los d1'metros aa. bb. ce de lo eslc.ra se 
convJrUcron en eje, del cllp$olde; a"a' - ·eJe 
1ar.go (eJc de slaq¡:amlento ml!ixJmo), ,Vb"-
cJe. mcdlo, c'c' - oJa. corto (cJ• de acorta• 
rnlento m6dmo). Los eJes del elipsoide aon 
lo• eJu prlnclpalu dc, deformacldo 
La posibllidad de represen• 
lar cualquier deformación ho• 
mogénea por medio de tres ejes principales y del elipsoide_ de la 
deformacióri, simplifica extraordinariamente el problema cuando 
queremos caracterizar la deformación mAs económicamente. 
En dependencia de si tas tensiones se manifiestan en lodos los 
tres ejes o si se manifiestan en dos, mientras que en et tercero son 
nulas, o si actúan a lo largo de un eje, mientras que en los dos 
ejes restantes son n·ulas, se habla, correspondientemente, del esta-
do tensional monoaxial, biaxial y triaxial. En esta misma sucesión 
se denominan estados tensionales volumétrico, plano y lineal. 
Estado tenslonal monoaxlal o lineal. En los cuerpos reales se-
mejante estado tensional puro es imposible pero, con cierta apro-
ximación, puede considerar que éste surge en la placa muy fina y 
muy estrecha sometida a tracción. Consideremos que dicha placa 
está representada en la fig. 9, 
26 
Elijamos mentalmente en el interior de la placa cierta área ele-
mental que sea secante en perpendícular a la superficie de la placa 
y al dibujo. Su sección en el dibujo se presentará en forma de línea 
recta (MN) . 
Supongamos que la fuerza (carga) de tracción, aplicada a toda 
la sección de la placa, es igual a .P. En este caso la' tensión p, que 
actúa sobre el área MN 1), será 
P P cosq, 
P=-;r¡=--p-, 
donde F es el área de la sección transversal de la placa, es decir, 
de la sección normal al eje de tracción (en el dibujo es MQ); 
F,p es el área de la superficie elemental MN; q, es el ángulo entre 
la sección normal y la superficie elemental MN. 
Fig. 9. Esquema de las tensiones normales y langenclales en el área elemento! 
MN durante la tracción monoaxlal 
La tensión p es total en la superficie elemental, y puede ser 
descompuesta en dos componentes: la normal (11.,), que actúa por 
la normal a la superficie elemental MN, y la tangencial (-rq,), que 
actúa en el plano de la misma. 
Expresemos la tensión total p y sus componentes (la normal 11"' 
y la tengencial -c.,) a través de la tensión en la sección transversal 
.de la placa. Esta última tensión, por lo visto, es total y, al mismo 
tiempo, normal, ya que en la sección perpendicular al eje de trac-
ción no puede existir tensión tangencial. Designemos a esta ten-
sión con la letra 11. 
Entonces 
P Pcosq, . 
P= F, =--p-=-acoscp. 
<1., = p cos cp = o cos2 cp, 
-r,,= p sen q>= 11 sen q,cosq, =f sen 2Q>. 
Con ayuda de estas fórmulas se puede determinar la relación 
de las magnitudes l1q, y Tq, para diferentes ángulos q>. Al mismo 
tiempo se puede calcular los ángulos con los que las tensiones 
normales y tangenciales serán las máximas en la superficie ele• 
mental MN. 
') En todas laa ecuaciones en lugar de las Areaa li¡uran sus proyecciones 
sobre el plano del dibujo bidimensional. 
26 
No es dificil ver que o., será máxima cuando cp = O. Entonces 
o.-= o= O'mb- Mientras tanto, las tensiones tangenciales son 
máximas cuando q> = 45°. 
El ángulo q> puede estar orientado hacia uno u otro lado y, con 
relación a esto, siempre existen dos direcciones conjugadas de los 
planos (en la intersección de las líneas) que sufren las tensiones 
flg. 10. Disposición de las tensiones normales y tangenciales máximas durante 
la tracción monoaxlal 
tangenciales máximas. Ambas direcciones son de perí'endicularidad 
mutua, y cada una de ell as forma un ángulo de 45 con el eje de 
tracción (fig. W) . 
Simultáneamente se ,tablece que 
C1 
'tmt:w:==2• 
Cuandb cp = _o• no existen tensiones al~unas: o,p=O y t.,=O. 
Estos mismos razonamientos son tambien justos para el caso 
de compresión monoaxial. Para poder distinguir a la tracción de 
la compresión debemos, sin 
embargo, ponernos de acuerdo 
respecto a los signos. Se ha 
aceptado considerar como posi-
tloa a la tracción y, como nega-
tloa, a la compresión. p
1 Estado tensional biaxial o 
plano. Puede considerarse, con 
cierta aproximación, que &eme-
F!g. 11. Esquema de la disposición de 
las tensiones normales y tangenciales 
máximas. durante la trae<:ión biaxlal 
jante estado surge en una placa 
muy fina sometida a compre-
sión-tracción, en su mismo pla-
no, por dos ejes de mutua per-
pendicularidad (fig. 11 ). 
En dichas condiciones existen dos tensiones extremas norma-
les: 0'1 y 02. Se ha convenido considerar que 01 ;;i, <12. Puesto que 
la tracción siempre es positiva y la compresión, negativa la tr ac-
ción de cualquier di.mensión siempre :;e designará como 0'1, si l•a 
compresión es 0'2• Si ambas tensiones extremas son tracciones o1 
corresponderá a la mayor de ellas. Si, por e l contrario, a mbas ten-
siones extremas son tensiones de compresión, entonces <11, aritmé-
tícamenfe, corresponderá a la compresión menor, ya que (siendo 
el signo ne¡¡rativo propio de la compresión) algebraicamente dicha 
t~nsión sera la máxima. 
27 
Las tensiones tangenciales max1mas (Tmáx) se observarán en 
dos direcciones conjugadas, que son las bisectrices entre los dos 
ejes de compresión-tracción, es decir, entre las dos direcciones por 
las cuales actúan o, y 02, 
La tensión tangencial máxima será 
0'1-<11 
'l'm4,=--2- • 
En esta fórmula se ve que las tensiones tangenciales pueden 
surgir solamente cu1mdo o, -=¡é o2, es decir, si las tensiones norma-
les son diferentes por su magnitud o signo. Las tensiones tangen-
I b ----- a 
1 / 
' 1 
1 / 1 / 
: / -cmóx I/ 
1 / -c,m!x / 
, 1 n 
t~===========! 
Fig. 12. Esquema de la disposición 
de las lenslones tangenciales máxi• 
mas durante el desplaiamienlo 
puro: 
44 - efa de aJara:amlento mii,clmo; 
bb - eJc de aco.rtana[enlo mih:lmo 
0'2 
Flg. 13. Esquema de la disposición 
de las tensiones normales y ta n• 
genciale.~ máximas durante le trac.-
ción trtaxial 
ciales no surgen en aquel caso en el que la placa se somete por 
ambos ejes a igual tracción, o a igual compresión. 
Puesto que al desplazamiento puro lo consideramos ser expre• 
sión de la compresión-tracción, los últ_imos razonamientos también 
se refieren a éste. Debemos solamente recordar que durante el 
desplazamiento puro la compresión y tracción tienen lugar a lo 
largo de las diagonales de un cuadrado convencional que se con-
vierte en rombo. Al plantear la cuestión -sobre la dirección de las 
tensiones tangenciales máximas durante el desplazamie!Ito res-
pecto al par de fuerzas principal que lq provoca, veremos que una 
de las direcciones es paralela a dicho par de fuerzas, mientras que 
la segunda, con¡·ugada, es perpendicular a éste (íig. 12). 
Estado tens on.al trlaxial o volumétrico. Durante semejante 
estado existen las tensiones normales máxima, media y mínima, 
que se transmiten a lo largo de los ejes principales de tensiones 
y que, respectivamente, se designan como o1, o2 y o3• Siempre 
0 1 ;;;,,:02;;;,,:a3. 
28 
Las tensiones tangenciales máximas, en este caso,se revela-
rán en las superficies elementales cuyas direcciones dividen en 
dos partes iguales al ángulo entre los ejes 01 y os. 
Existen, como es natural, dos direcciones semejantes (fig. 13). 
La magnitud de las tensiones tangenciales máximas será 
'fmh = "'; º'. Al calcula¡- las tensiones normales máximas y 
minimas debemos recordar siempre la regla de signos expuesta 
anteriormente. 
En otras direcciones se observarán tensiones tangenciales de 
valores intermedios. Por ejemplo, a lo largo de las direcciones que 
dividen en dos partes iguales el ángulo entre <11 y 02, se observarán 
tensiones tangenciales i.guales a ~, mientras que a lo largo 
de las direcciones que dividen en dos partes iguales el ángulo 
entre 02 y os, ~as tensiones tangenciales serán iguales a "•; "' . 
En las relaciones anteriores se puede ver que, si 111 y u~ son 
iguales, es decir, si o1 = 02 = oa (puesto que 02 por su magnitud 
ocupa una posición intermedia entre o1 y o3), no surgen tensiones 
tangenciales algunas. Este es el caso de compresión o tracción 
triaxial hpmogénea. Tal es, por ejemplo, la presión hidrostática a 
la que se-somete un cuerpo sumergido en un líquido. En las condi• 
ciones de la presión hidrostática no existen tensiones tangenciales. 
Para que éstas surjan es indispensable la diferencia entre las ten-
siones dirigidas a lo largo de los diversos ejes principales. La di-
ferencia puede estar condicionada por ser diversa la magnitud arit-
mética de I as tensiones, o por ser éstas de diferentes signos, 
o bien, simultáneamente, por ambas causas. A semejante diferencia 
de tensiones, en la literatura geológica, a veces se la denomina 
stress. En la literatura física más general a dicha diferencia se la 
denomina carga diferencial. Por ejemplo, al experimentar materia• 
les en condiciones de alias presiones, estas últimas se dividen en 
compresión triaxial y en stress o carga diferencial, que se deter-
mina por las desviaciones de' las tensiones, a lo largo de uno u 
otro eje, respecto a la tensión triaxlal. 
Dependencia entre la deformación elást_lca y las tensiones. 
Como es conocido, la magnitud de la deformación elástica se 
determina por la ley de proporcionalidad, que también se denomi-
na ley de Hooke. Dicha ley estipula que la magnitud de la defor-
mación elástica es proporcional a la tensión: 
donde e es la magnitud de la deformación elástica y o, la tensión. 
Esta última, en el caso de deformación compresión-tracción, es la 
tensión normal, mientras que en el caso de deformación de despla-
zamiento este mismo término significa tensión tangencial. El coeíi-
29 
ciente de proporcionalidad E es el módulo de Young. A su magni-
tud recíproca a= ~ se la denomina coeficiente de elasticidad. La 
magnitud de la deformación es proporcional a este coeficie¡¡te: 
e = aa. Estas son magnitudes específicas, diferentes no sólo para. 
los diversos materiales, sino que también para los diferentes tipos 
de cargas: existen módulos de tracción, módulos de compresión y 
módulos de desplazamiento y todos ellos, para un mismo material, 
son de diferente magnitud. 
En el caso ideal la deformación elástica que surge a l aplicar 
instantáneamente una carga, se propaga en el cuerpo también casi 
instantáneamente (más exactamente, con la velocidad de propaga-
ción de las ondas elásticas). De la misma manera, casi instantá-
neamente, debe desaparecer la deformación al descargar el cuerpo. 
Sin embargo, en los cuerpos reales, el proceso de deformación 
y recuperación por el cuerpo de su estado inicial se retarda algo 
debido a la manifestación del efecto elástico que sucede a la ac-
ción. Este se manifies!a en que, después de un acrecentamiento 
rápido de la deformación, comienza un período más o menos pro-
longado de deformación ulterior cuyo incremento es cada ve; más 
lento. Solamente después de esto la deformación permanece es-
table. Al quitar la carga, al principio casi instantáneamente desa-
parece la mayor parte de la deformación, pero en lo sucesivo de 
modo considerablemente más lento, con velocidad decreciente y, 
solamente después de cierto tiempo, desaparece la parte restante 
de la deformación. 
DEFORMACION PLASTICA 
En el caso general la deformación plástica sucede a la elástica 
al crecer las tensiones. Estas últimas pueden alcanzar el limite de 
proporcionalt'dad, por encima del cual la ley de Hooke cesa de 
actuar. 
A dicho límite lambien se le denomina 
límite de elasticidad o Jlmite de plas-
ticidad 1). En el caso de un cuerpo de 
e plasticidad ideal la curva de deformación 
tendrá el aspecto expuesto en la fig. 14. 
El primer segmento de la curva 
(O - T1t) responde a la deformación elás-
tica. Esta última (e) aumenta proporcional-
mente a la tensión (,:). En este caso se 
Fig. 14. Curva de la de• 
formación de un cuerpo 
ideal plástlco: 
t - tenslón: e - dcformeclón: 
'Tk-lJntJte de elo.stlc ldad 
(o plasticidad) 
tienen en cuenta las tensiones tangencia-
· les (que generalmente se designan con t) ya que, como veremos a 
continuación, la deformación plástíca está vinculada con las 
1) Existen ciertas diferencias en el contenido de estos tres conceptos 
(llmtes de propord~nalida~. elasUcidad, plasticidad), pero en este caso pode-
mos desatender de dichas d1lerencias, 
30 
tensiones tangenciales. Dichas tensiones pueden ser sustituidas 
en doquier por la semidiferencia entre las tensiones normales má-
xima y mínima ( ºm'•; ºmin). Apenas las tensiones alcanzan el 
limite de elasticidad ('t'A) la ley de proporcionalidad cesa de actuar 
y el cuerpo, sin incrementar las tensiones, comienza a deformarse 
plásticamente. Este es capaz de deformarse de forma semejante 
ilimitadamente. La velocidad de deformación a su vez queda de• 
terminada por la viscosidad del cuerpo 
o 
donde e es la velocidad de la deformación, 't' es la tensión, tJ es la 
viscosidad. Viscosidad, que también se denomina rozamiento in-
terno, es la propiedad del cuerpo a ejercer resistencia durante el 
desplazamiento de una de sus partes respecto a la otra. La visco-
sidad se expr!!sa en países. Cuanto mayor es la viscosidad tanto 
~uperior es la resistencia que presta el cuerpo a su deformación 
plástica. Como ejemplo señalaremos que la viscosidad del agua 
es de 0,01 poise; la de la glicerina, 8,5 poises; la de la arcilla muy 
húmeda, 1000 países y la de las rocas, hasta 1024 poises. La propie-
dad del cuerpo inversa a la viscosidad es la fluidez. Para acelerar 
la deformación plástica del cuerpo, si su viscosidad es constante, 
es necesario aumentar las tensiones. Y, por el contrario, si la de-
formación plástica queda acelerada por cualquier acción externa 
sobre el cuerpo las tensiones en éste aument;in. 
Es menester anotar las diferencias de principio existentes entre 
el mód_ulo ~e Young (o módulo de desplazamien_to), por una _parte, 
y la v1scos1dad y fluidez por otra parle. El modulo determma la 
magnitud de la deformación elástica. La viscosidad y fluidez de-
terminan la velocidad de la deformación plástica. La magnitud de 
la deformación, en el caso del cuerpo de plasticidad ideal, puede 
ser de cualquier dimensión: será tanto mayor cuanto más largo 
sea el tiempo de desarrollo de la deformación. 
El límite de elasticidad para los diversos cuerpos (y para cuer-
pos iguales a diferentes presiones y temperaturas) puede ser de 
extraordinaria diversidad. Existen cuerpos de bajo limite de elasti-
cidad, próximo al cero. Semejantes cuerpos comienzan a defor-
marse irreversiblemente bajo tensiones mínimas, y en sus defor-
maciones casi no existe la parté elástica. A semejantes cuerpos se 
les denomina viscosos. Respecto a sus deform;iciones se habla 
como del flujo viscoso. Generalmente dichos cuerpos se consideran 
líquidos (líquido de Newton) y se contraponen a los cuerpos sólidos 
plásticos, que tienen un limite de elasticidad bien expresado. Al 
comparar cuerpos plásticos con diferentes limites de elasticidad se 
puede hablar de cuerpos relativamente más blandos y de cuerpos 
relativamente más duros.Los primeros tienen un límite de elasti-
31 
cidad inferi!>r al de los segundos. Ambos conceptos, blandura y 
dureza, tienen un carácter relativo. 
P uesto que la velocidad de la deformación plástica de los cuer-
pos sólidos, igual que la velocidad de flujo del líquido viscoso, 
depende de la propiedad que, en ambos casos, se denomina vis-
cosidad, a los cuerpos que tienen límite de elasticidad se les de-
nomina también cuerpos viscoplásticos ("cuerpo de Bingham"). 
En el estudio de las deformaciones se distingue también un 
cuerpo de propiedades intermedias - viscoelástico ("cuerpo de 
Maxwell"). En dicho cuerpo la deformación elástica y la plástica 
se desarrollan simultáneamente, comenzando conjuntamente a 
tensiones mínimas. 
Las rocas son cuerpos compuestos, de propiedades variables 
e indeterminadas (más detalladamente vean capítulo 10) . Para 
ellas no es applicable cualquier modelo reológico 1) de cuerpo. En 
la mayoría de los casos las rocas pueden considerarse como cuer-
pos viscoplásticos con limite de plasticidad bien expresado. Sin 
embargo, en otros casos, les es mas aplicable el modelo de cuerpo 
viscoelástico, y las rocas más ,.blandas" (que no sólo pueden ser 
arcillas húmedas o sal, sino también rocas metamórficas en estado 
de recristalización) se portan frecuentemente como líquidos vis-
cosos, y respecto a sus deformaciones son aplicables, en mayor 
grado, las nociones de la hidrodinámica que- las de la mecánic11 
de los cuerpos sólidos. 
Estos diferentes cuerpos, al descargarlos, se portan de manera 
substancialmente diferente. En los cuerpos viscoplásticos y vísco-
elásticos, a l quitar la carga, desaparece la parte elástica de la de• 
formación, mientras que la parte plástica de ésta se conserva como 
residual. En los cuerpos viscosos no existe deformación elástica 
alguna y, por lo tanto, toda la deformación es residual y se con-
serva después de haber quitado la carga. 
Relajación y fluencia plástica. Sj sometell)OS un cuerpo sólido 
a la acción de una carga que provoque tensiones inferiores al li-
mite de elasticidad y a continuación, duran le un intervalo suficien-
temente largo de tiempo se mantiene la dimehsión alcanzada de 
la deformación, será necesario, como demµestran las observacio-
nes, disminuir gradualmente la carga y, correspondientemente, las 
tens.iones en el cuerpo, ya que de lo contrario la deformación 
aumentará paulatinamente. A semejante descenso de fas tensiones 
durante el transcurso del tiempo, a la par que se mantiene una 
magnitud constante de la deformación, se le denomina relajación. 
A medida que _se desarrolla la relajación y que se requieren ten-
siones cada vez menores para el mantenimiento de una magnitud 
dada de la deformación, el cuerpo pierde cada vez más la capaci-
dad de restablecer su forma inicial. Al fin y al cabo, cuando las 
tensiones en el cuerpo descienden hasta cero, éste se priva comple-
1) Reologla es la ciencia sobre les deformaciones y flujo de los cuerpos. 
32 
tamente de su capacidad de restablecer su forma inicial y, a pesar 
de no existir carga alguna, conserva aquella forma que le fue 
transmitida durante el p~oceso de deformación. 
De esta manera la relajación conduce a la consolidación de la 
deformación, a la transformación gradual de la deformación elás-
tica en deformación residual, plástica. Parece ser como si la de-
formación elástica se "disipa-
ra", reemplazándose paulatina- 1 2 3 • • 
n:iente por la deformación plás-
4 
0 0 0 0 (f)-. 
hca. 
0 ,, 0 :¡' 
1 2 3 4 e 
b -0-G--@-0-0 
0-0-0-0-0-
11 2' 31 •" o' 
El mecanismo de este pro-
ceso puede concebirse esquemá-
ticamente de la forma siguiente. 
Todo cuerpo se compone de 
partículas, que pueden ser áto-
mos, iones o moléculas. Estas 
partículas son coherentes entre 
s í por fuerza~ físico-químicas 
(eléctricas, de valencia, iónicas, 
ele.) de tal manera, que existe • 2 3 4 • 
cierta disposición de las partl• e 0-0-0-0-0-
culas que es la más estable. Sin 
embargo, fas partículas reali- --0-0-0-0-0-0-0 
zan continuamente oscilaciones •' 2 ' 3 ' , , ~· 6' 1' 
térmicas cerca de su posición Fig. 15. Esquema del mecanismo 
media. Imaginémonos dos ca- d~ transformación de la deforma• 
p as de partículas similares ción elástica en pl4stica: 
coherentes en pares, por ejemp• r.- d~~~~~Yón 1•~~•1 ,.~, .. c.:~•:,b•~pil::J;:;; 
lo, por enlaces iónicos tal y &-estodo de I• dorormactdn •lbtl<• 
como está representado en -la O•• !lecha, •• ñ.1an lo dlroccldn del 
f 16 C d 1· de.,plazamtcnto de IH puUcutu despub 
. 1g. • a. uan o se ap 1ca una ~= ~l~~:,~.1~l°'f.!'' p•.;;11~er:.•dt~n~1.:~i;;1•: carga a l cuerpo una de las ca• 
pas de partlculas se desplaza 
111
ª'°1~1 -~ ~i:,e,;:g• ,d~Fc~:~-./·,mt~~ndº'º 
respecto a la otra (fig. 16, b). 
Pero puesto que las partículas t ienden a regresar a su disposi-
ción de mayor estabilidad, surgirán tensiones que, a l quitar la 
carga, retornarán el cuerpo a su estado inicial. Pero st la carga 
que desplaza la capa de partlculas es de duración suficiente• 
mente prolongada énrtará en vigor el carácter estadístico de 
las oscilaciones térmicas de las mismas parliculas. De vez en 
cuando estas últimas efectuarán saltos tan l1rjanos que se hallarán 
en tales nuevos s itios en los que tendrán estabilidad análoga a la 
de su disposición ·inicial. Por ejemplo, ya que en nuestro modelo 
suponíamos que las partlculas eran coheren tes en pares, es evi-
dente que será absolutamente indiferente cuales partículas indi-
viduales se asocien en pares, con tal de que solamente tengan 
signos opuestos. Por esto la partlcula + 1 puede saltar a un lugar 
próximo a la partícula -3', la partlcula +2' a otro lugar próximo 
3-2215 33 
al de la partlcula -4, etc. Puesto que en estos nuevos lugares las 
partículas se fijarán con estabilidad ello significará el retiro de 
cierta parte de las tensiones y la transición de la parte corres-
pondiente de la deformación elástica en deformación plástica 
(fig. 1.5, e). 
Las oscilaciones térmicas de las partículas representan en si 
un proceso estadístico durante el cual los saltos de suficiente 
lejanía se efectúan ccn ciertos intervalos estadísticos de término 
medio. Está claro que cuanto más esperemos, tanto máyor será el 
número de partículas que adquirirán nuevas posiciones estables, 
y tanto mayor será la parte de las tensiones que se retirarán. 
El fenómeno de relajación vierte luz esencial sobre el meca-
nismo de la deformáción plástica. Se puede considerar que esta 
última no es el resultado directo de las tensiones que surgen en 
el cuerpo sólido bajo la carga. Es la deformación elástica la que 
está ligada directamente a las tensiones. En realidad las tensiones 
y la deformación elástica representan en si dos partes de un mismo 
fenómeno, el desplazamiento de las partículas del cuerpo respecto 
a su disposición de mayor estabilidad. Por el contrario, la defor-
mación plástica representa a lgo parecido a la "regeneració.n" de 
la deformación elástica durante la redistribución de las parUculas. 
El proceso de la deformación plástica puede representarse como el 
resultado estadístico de un gran número de hechos de reanudación 
Ininterrumpida de la deformación elástica y su transición en de-
formación residual. 
De aquí se derivan efectos de particular interés para aquellos 
casos en los que se fija la velocidad de deformación que, por lo 
visto, tiene lugar en las condiciones geológicas. Puesto que la de-
formación crece ininterrumpidamente, deben lambiér:i,, de manera 
simultánea y proporcional, aumentar las tensiones. Sin embargo, 
estas últimas se "disipan" incesantemente y, por consiguiente, la 
velocidad real del acrecentamiento de las tensiones depende de la 
~elación existente entre la velocidad de deformación y la velocidad 
}de "disipación" de las tensiones con motivo de la relajación. El 
acrecentamiento de las tensiones para una velocidad dada de de-
formación queda determinado por el módulo de elasticidad, mien-
t ras que la velocidad de relajación se determina por el tiempod~ 
relajación, que es individual para cada material y condiciones da-
da,s. Tiempo de relajación se denomina a aquel periodo durante el 
cual las tensiones iniciales, siendo constante la magnitud de la 
deformación, disminuyen 2,7 veces (esta cifra es la base de los 
logarítmos naturales). 
Para cada t iempo de relajación y módulo de elasticidad dados 
se puede elegir tal velocidad de deformación durante la cual las 
tensiones no aumentarán. Esta3 se mantendrán invariables, ya 
que el incremento de las tensiones, que está ligado al aumento de 
la deformación, tendrá tiempo para "disiparse" completamente. 
Eslo es precisamente lo quu se observa durante el proceso de f lue11-
3,¡ 
cia plástica de los materiales sólidos. Si aplicamos al cuerpo una 
carga que provoque en éste tensiones inferiores al límite de elasti-
cidad y mantenemos dich~ carga durante tiempo sific ientemente 
largo, podremos observar un lento e ininterrumpido acrecenta-
miento de la magnitud de la deformación, a l mismo tiempo que la 
parte creciente de esta última será residual. Aquí tiene lugar una 
transición continua de la parle de deformación elástica en deforma-
ción plástica, al mismo tiempo que la deformación dástíca recupera 
su magnitud anterior puesto que se mantiene la carga. 
Por consiguiente, la fluencia plástica es la capacidad de los 
cuerpos sólidos de deformarse plásticamente bajo tens iones infe-
riores al límite de elasticidad, pero con la participación obligatoria 
del !actor tiempo. La velocidad de deformación en este caso se 
establece en dependencia del módulo de· 
elasticidad, viscosidad y tiempo de re-
lajación del material. ,l!; 
K 
El proceso de fluencia plástica se l 
representa en forma de curvas en las ~ 
coordenadas de la magnitud de la de- ~ 
formación (eje de ordenadas) y del r!!I 
tiempo .(eje de abscisas). Semejantes B 
curvas tienen una forma tipica (lig. 16). 
A la deformación instantánea (segmen- A'---,------
to AB), que, comienza en el momento 'll"ompo 
en el que se aplica la carga, la sucede 
"el primer período de fluencia plástica", Pig. 16. Curva ideal de la 
durante el cual la velocidad de delor- fluencia plAsllca 
mación disminuye hasta cierta magni-
tud constante (segmento BC). El "segundo período de fl uencia 
plástica'' es el central (segmento CD) y se caracteriza por su 
velocidad casi constante de delormaci6n. Esta velocidad queda de• 
terminada por la viscosidad del material, y las observaciones res-
pecto a la velocidad de la fluencia plástica en este segmento de la 
curva se uti lizan para calcular la magnitud de la viscosidad. Y, por 
fin,- el "tercer período de fluencia pi ástica" se caracteriza por el 
aceleramiento de la deformación (segmento DE), que finaliza con 
la destrucción del cuerpo. Respecto a los fenómenos que acompa-
ñan esta fase de la fluencia plástica t rataremos en lo sucesivo. 
Al cambiar las cargas, las curvas de fluencia plástica para un 
mismo material en condiciones análogas de presión triaxtal y tem-
peratura, tienen diierente inclin ación (fig. 17). Al aumentar la 
carga, la curva toma posición de mayor declive, es decir, la defor-
mación se desarrolla a mayor velocidad y la destrucción se produce 
2ntes. A pequeñas cargas la deformación acrecienta lentamente, 
pero puede desarrollarse durante un periodo excesivamente largo, 
.sin mostrar síntomas de destrucción del cuerpo. 
La fluencia plástica, en realidad, s ignifica la dependencia exis-
tente entre el limite de el ast icldad y el tiempo. Al aumentar I a 
35 
duración del experimento se pueden emplear cargas cada vc1. me-
nores para observar una perceptible deformación plástic1 del 
cuerpo. Sin embargo, todavía no está claro si existe o no un "lí-
mite de fluencia plástica", es decir, una tensión mínima más abajo 
de la cual ya no se observará la deformación plástica, sea cual sea 
la duración. del experimento. ¿O puede ser que la deformación plás-
tica se manifieste a cualesquiera tensiones, por muy pequeñas que 
sean, con tal de que se conceda t iempo suficiente? 
La mayoría de los investigadores suponen que precisamente por 
esto es imposible lograr la deformación con cualesquiera tensiones 
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Flg. 17. Curvas de la fluencia plástica del yeso seco bajo dlfe,enlea cargas 
(D. Grlges) 
por muy pequeñas que sean. En todo caso, desde el punto de vista 
práctico, se debe admitir el concepto de existencia del llmite de 
fluencia plástica, ya que el tiempo, incluso en escalas geológicas, 
no es ilimitado. Para nosotros no pueden presentar interés alguno 
los procesos de deformación que, para concluir en resultado pa• 
tente, exigen períodos de tiempo que se miden en muchos miles de 
millones de años. 
Como quiera que sea, la fluencia plástica representa un interés 
especial para los geólogos ya que, durante el tiempo geológico, 
conduce hacia grandes deformaciones de las rocas cuando las car• 
gas son relativamente pequeñas. 
Simulación de las deformaciones tectónicas. Es indudable que, 
en las condiciones naturales, las rocas se deforman con extraordi-
naria 1é,1titud. El arrugamiento de los estratos en pliegues dura 
centenares de miles, e incluso puede ser que millones, de años. 
Está claro que, por la duración del tiempo rf'querido, es imposible 
a6 
reproducir semejante proceso en las condiciones del laboratorio 
con el fin de efectuar un estudio más detallado. Sin em.bargo, como 
vimos anteriormente, la velocidad de deformación es inversamente 
proporcional a· la viscosidad. Por esto mismo, disminuyendo la 
viscosidad, se puede acelerar la deformación. Dichas circunstan-
cias permiten llegar a la conclusión ·de que, cambtando las pro-
piedades del material. se puede crear una "simulación" de la defor-
mación tectónica en las condiciones de laboratorio semejante a la 
natural, pero que exige para su reproducción un lapso de tiempo 
mucho más corto. 
La aplicación en este caso de la teoría de la similitud íísica, 
que aquí no vamos a exponer, demuestra que para cumplir las 
reglas de la similitud no solamente es indispensable tener en 
cuenta el factor tiempo, es decir, la relación existente entre el 
tiempo durante el que transcurre el proceso de deformación en la 
simulación y .en la naturaleza, sino que también se debe tener en 
cuenta el factor dimensión, es decir, la relación existente entre las 
dimensiones del modelo y del objeto natural. 
Como resultado, al simular deformaciones plásticas lentas, 
cuando se puede desatender de las fuerzas de la inercia y cuando 
la propiedad principal que determina la velocidad de deformac.ión 
es la viscosidad, obtenernos la siguiente relación: 
c,=cp. es. e,. e,. 
donde CTt, C9 , e,, C1o C, son los factores (es decir, la relación 
existente entre el modelo y el objeto natural) de viscosidad (CTt), 
de densidad (C9). de aceleración de la fuerza de gravedad (C8), 
de dimensiones (C1) y de duración (C,). Si se crea el modelo en el 
campo normal de la íuerza de gravedad de la tierra, el factor e, 
es igual a la unidad. Si, por el contrarío, el modelo se crea en una 
centrifugadora, en la que la aceleración de la fuerza de gravedad 
se sustituye por la fuerza centrífuga (que generalmente supera 
considerablemente a la de gravedad), el factor C8 no es igual a la 
unidad. De la fórmula expuesta se deduce que si el factor duración 
es de 10-11 (es decir, una hora en el experimento corresponde, apro• 
ximadamente, a 10 millones de años en la naturale-i:a), el factor 
dimensión es igual a 10-1 (es decir, 10 cm en el modelo correspon-
den a 1 kilómetro del objeto natural). las densidades en el modelo 
y en la realidad son próximas ( es decir, el factor densidad se apro-
xima a la unidad), el factor viscosidad (durante la simulación sin 
centrifugadora) deberá ser igual a 10- 16• Aceptando que la visco-
sidad promedia de las rocas en la parte superior de la c-orteza 
terrestre es de 101ª poises obtendremos la viscosidad del material 
del modelo igual a 103 poises. Semejante viscosidad