geología estructural pliegues
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Geología estructural pliegues (calizas y volcánicos)
Un pliegue viene a ser una deformación de un cuerpo que tiene ciertas características favorables para producirlo, ayudadas por fuerzas compresionales. En geología, un pliege es la manifestación esquemática que producen los esfuerzos, cuando actúan sobre un estrato de roca. Es decir que al actuar un par de fuerzas en un determinado estrato, este se deforma, dejando una forma común en el estrato.
Para FERNÁNDEZ (2006), los plieges, son ondulaciones simetricas, con desnivelacion relativamente grande, debido a la acción tectónica, al fruncirse las coberturas. Lo que indica que para que exista, pliegues, es necesario la presencia de fuerzas, las cuales en geologia son proucidas por la dinamica interna de la tierra. Las fuerzas que generan los plieges en los estratos de la roca, generalmente se debe a la tectonica de placas, y se manifiestan en superficie mediante el plegamiento de estratos originados en una cuanca sedimentaria, como se muestra en la imagen,que al aplicarse las fuerzas, estas se deforman dando la forma ondulada que presenta la imagen debido a las caracteisticas de los estratos o material.
Los plieges dan formas sinuosas, las cuales son de dos tipos, anticlinal y sinclinal, son las formas que los materiales tienden a seguir en su deformacion, debido a los esfuerzos que existen, los cuales dan origen a los plieges, cuando el esfuerzo aplicado supera el limite de elasticidad del material, y hace llegar a la zona plastica de la curva de deformación.
Un pliege consta de ciertos elementos, los cuales son:
Plano axial: es la superficie que une las charnelas de los diferentes estratos. Es el plano que contiene todas las lineas de los estatos , hasta llegar al nucleo, que nos ayuda a calcular la vergencia en una estructura , en la imagen 3 se muestra el plano axial, como pasa por todas las charnelas, de los estratos. Este plano es tambien de ayuda para analizar si el pliege tiene simetria, pues al presentar un ángulo de vergencia, los estratos ya no tienen simetria, por presentarse diferentes los buzamientos de los flancos.
Flanco: son las zonas laterales de los pliegues, ubicados a ambos lados de la charnela en la cual se puede distinguir el tipo de pliege que es, obteniendo el buzamiento, para poder saber a que direccion se esta yendo los flancos.
Charnela: es la zona donde los estratos cambian el sentido del buzamiento. Es la parte del pliegue con una curvatura mas pronunciada.
Nucleo: es la zona mas interna, del pliegue, son los estratos ubicados dentro de los flancos. Eje: es la interseccion del plano axial con la superficie de terreno. Vergencia: es el angulo que forman el plano axial con la vertical. Este angulo indica la
direccion que tiene la estructura.
Estos elementos sumados con las definiciones siguientes: complementan la idea global de un pliege:
Estrato: es un cuerpo tabular, que tiene origen en un cuenca sediemntaria, la cual se deforma por aplicarse esfuerzos de compresión, generando pliegues.
Dirección: es el angulo que forman la superficie la linea de interseccion del estrato con el norte magnetico, como se muestra en la imagen 4.
Buzamiento: es el angulo que forma lasuperficie del estrato en relacion con la horizontal, medido perpendicularmente a la dirección, como se muesra en la imagen 4.
Los elementos de un pliegue son necesarios para indentifiar el tipo de pliegue con el que nos encontramos, pero al encontrar
TIPOS DE PLIEGES:
Los anticlinales y sinclinales se dan simultáneamente al momento de deformarse, como se muestra en la imagen 3, la cual se presentan consecuentemente, debido a la plasticidad del material. Ambas formas son tipos de pliegues, que se dan mayormente en las estructuras que se encuentran.
Los tipos de pliegues que encontramos son:
Variaciones en el espesor:
Isógonas
La relación geométrica entre superficies adyacentes depende de la curvatura relativa de las dos superficies y de la distancia que las separa. La forma más simple y sensata de definir esta relación es construir líneas que unan puntos de igual buzamiento o buzamiento aparente de las dos superficies en el plano del perfil; estas líneas se llaman isógonas (Elliot 1965; Ramsay 1967).
Las isógonas podrán ser:
Convergentes Paralelas Divergentes
t0: espesor ortogonal de la capa para un buzamiento α = 0º (entre hA y hB contenidos en el plano axial, se dibujan sus tangentes, que serán horizontales)
tα: espesor ortogonal de la capa para un buzamiento α ≠ 0º
Podemos expresar tα como una proporción de t0:
t’α = tα/t0
(fig.1)
En un pliegue paralelo (clase 1 B) el espesor ortogonal será constante a lo largo del todo el pliegue por lo que t’α = 1 para todos los valores de α (de buzamiento).
En un pliegue similar (Clase 2) las curvaturas son idénticas (arco interior y arco exterior), las isógonas son paralelas, en este caso especial el espesor Tα (medido paralelo al plano axial) es constante en todo el pliegue.
Tα = T0 = t0
tα = Tα cos α (fig. 2) y sabiendo que t’α = tα/t0 y Tα = t0 por tanto para pliegues similares t’α = cos α
Las expresiones t’α = 1 y t’α = cos α permiten dividir las formas de los pliegues en categorías (fig.3). Se debería aclarar que la siguiente figura no representa todos los posibles tipos de geometría de los pliegues, pero son todos los tipos que se producen de forma natural en las rocas deformadas.
fig 3
t’α = tα/t0
Clase 1 Isógonas convergentes (Curvatura arco interior es mayor que la del arco exterior)
Clase 1 A Isógonas fuertemente convergentes t’α > 1
Clase 1 B Isógonas perpendiculares a las superficies sup. e inf.de la capa. t’α = 1
Clase 1 C Isógonas débilmente convergentes t’α < 1
Clase 2 Isógonas paralelas (pliegue similar) La curvatura exterior e interior es idéntica por lo que el espesor según el plano axial Tα se mantiene constante en todo el pliegue.
Clase 3 Isógonas divergentes, la curvatura del arco interno es menor que la del arco externo.
Fuentes: (The Techniques of Modern Structural Geology; volume 2: Folds and Fractures; John G. Ramsay, Martin I. Huber; Academic Press Inc. (London) LTD. ISBN 0-12-576902-4)
PLIEGUES RECTOS:
Son aquellos en los que el eje forma un angulo de 90° con la superficie visible. Una línea secante imaginaria desde la culminación de la charnela hasta la base que coincide con el eje. El pliege queda dividido en dos mitades iguales. El buzamiento en ambos flancos es del mismo valor, depende de su cuerda o longitud de onda. Sin embargo, un atangente al trasdós de las superficies de referencia presenta siempre un angulo obtuso, siempre muy superior a 90°. Dentro de los plieges rectos se puenden incluir a aquellos en los que el eje sin formar un angulo de 90°, su inclinación es feble; y se acerca a este grado. Iunicamente varia el valor y buzamiento de los flancos, pero en escaza cuantía) unis 10°); y que la línea secante desde la cuñminacion ya no coincide con el eje, pero esta muy próxima a él.
Un detalle de los pliegues rectos en particular los anticlinales,
LA OROGENIA VARISCA
En la Cadena Pirenaica los materiales afectados por la Orogenia Varisca incluyen
metasedimentos
Desde el Proterozoico superior hasta el Carbonífero sinorogénico, ortogneisses ordovícicos
y granitoides. Estos materiales se encuentran estructurados en domos y grandes antiformes
separados por dominios de pliegues apretados (Carreras y Capella, 1994):
Los domos tienen una orientación ONO-ESE y a menudo presentan núcleos de ortogneises
limitados por metasedimentos infra-caradocienses. Hay dos tipos principales de domos
(Autran et al., 1996): aquellos en los que la forma de domo está definida por la disposición
de la foliación dominante subparalela a la estratificación, y que se encuentran en la
Infraestructura (p. ej. en los Pirineos orientales afloran los domos de Astón y Hospitalet
cerca de Andorra y los de Canigou y Albère al sur de Perpignan) y aquellos en los que la
estratificación define megapliegues vergentes hacia el sur con foliación de plano axial que
se encuentran en la Supraestructura (p. ej. pseudo-domos de Pallaresa, Rabassa y Orri en
el Pirineo catalán).
Los dominios de pliegues están formados por materiales del Paleozoico superior (p. ej.
Sinclinal de Llavorsí, en Lleida) y presentan una foliación de plano axial con buzamienton
hacia el norte asociada. En líneas generales, los materiales más antiguos y de mayor grado
metamórfico afloran en la parte oriental de la Zona Axial mientras que en el sector
occidental predominan floramientos del Silúrico, Devónico y Carbonífero, como es el caso
de la zona estudiada.
Uno de los principales rasgos del varisco de los Pirineos es la existencia de una zonación
estructural vertical, en la que se diferencia entre Infraestructura y Supraestructura (Zwart,
1963). Esta división es ampliamente aceptada, siendo la cronología relativa de las
estructuras una de las principales cuestiones todavía en debate. Carreras y Capella (1994)
revisan las teorías más importantes al respecto, entre las que podemos diferenciar aquellas
que abogan por un desarrollo sincrónico de las foliaciones de la Supraestructura y de la
Infraestructura (de Sitter y Zwart, 1960; Soula et al., 1986) (Fig. 13 A y B) de otras que
proponen un origen diacrónico, como resultado de una tectónica polifásica.
El diacronismo es la opción más apoyada, y dentro de ella se han postulado dos posibles
interpretaciones (Carreras y Capella, 1994): un desarrollo coetáneo de una misma foliación
inicial en la Infraestructura y en la Supraestructura, que posteriormente se pliega en la
Supraestructura y es reemplazada parcialmente por una nueva foliación con mayor
buzamiento (P.ej. modelo propuesto por Matte en 1969 recogido en Carreras y Capella,
1994) (Fig.14 A); o bien que las foliaciones dominantes en cada nivel estructural no se han
formado al mismo tiempo y, por tanto, son el resultado de diferentes fases de plegamiento,
pudiendo ser la foliación principal de la Infraestructura más joven (Fig. 14 C) o más vieja
que la de la Supraestructura (Fig. 14 B).
COMPORTAMIENTO DE LAS ROCAS
FUERZAS Y MECANISMOS DE DEFORMACIÓN DE LAS ROCAS.
Puede hablarse de fuerzas dirigidas y no dirigidas; las dirigidas o de superficie, son más
importantes en ingeniería que en geología; estas pueden ser de tensión, compresión y
cizalladura. La torsión es un caso particular de la cizalladura en tres dimensiones.
Figura 51. Bloque sometido a compresión: A. comportamiento frágil o rígido,
B.comportamiento plástico de la muestra, C. material con características intermedias. Según
Alvaro Correa A. Curso de mecánica de rocas. U. Nal.
Las no dirigidas son las fuerzas de gravedad o de volumen más importantes en geología
que en ingeniería. Puede tratarse de la presión confinante, sea ella litostática o hidrostática
y en general de fuerzas asociadas a la gravedad, que actúan sobre cada partícula elemental
de la masa.
LA DEFORMACIÓN DE LAS ROCAS.
Las deformaciones de las rocas pueden denominarse según el origen de los esfuerzos o
forma de aplicación de las cargas:
Por su origen. Pueden ser tectónicas o no tectónicas. Las deformaciones tectónicas están
asociadas al movimiento de las placas de la corteza terrestre, mientras las no tectónicas
están asociadas a los efectos gravitacionales de las masas de tierra y a las cargas que
soportan las rocas por esfuerzos dinámicos externos diferentes a los movimientos
tectónicos.
Por el tiempo de aplicación de las cargas . Las deformaciones pueden ser permanentes o
temporales. Las deformaciones permanentes pueden ser, según el comportamiento del
material, viscosa, plástica, viscoelástica y viscoplástica, mientras la deformación temporal,
asociada a esfuerzos que no son permanentes, puede ser de tipo elástica o inelástica.
Figura 52. Relaciones esfuerzo (s) - deformación (d) de las rocas: A comportamiento
elástico; B comportamiento plastoelástico; C comportamiento elastoplástico; D
comportamiento plasto-elastoplástico. Según Álvaro Correa A. Curso de mecánica de rocas,
U. Nal.
En las relaciones de la fig. 52, de esfuerzo-deformación, la curva A es típica de materiales
rocosos masivos y muy duros; la curva B ilustra el comportamiento de una roca dura que
sufre alguna densificación inicial cuando se carga el material; la curva C ilustra el
comportamiento de una roca dura heterogénea en la cual los componentes más débiles
fallan gradualmente cuando el esfuerzo ya es significativo; la curva D, la más común en las
rocas, ilustra una roca con densificación inicial y posteriormente con fallamiento de algunos
componentes por encima de un nivel crítico de esfuerzos.
FACTORES DE PLASTICIDAD Y RIGIDEZ DE LAS ROCAS.
Son los factores que influencian el comportamiento mecánico de la roca, a saber:
La temperatura . El aumento de temperatura le da plasticidad a la roca mientras que su
disminución la hace rígida. La temperatura aumenta con la profundidad.
La presión confinante. Con la profundidad aumenta la presión confinante y las rocas, que
en la superficie son rígidas, en la profundidad pueden comportarse plásticamente. Así
aumenta el esfuerzo de ruptura y se facilita la deformación dúctil.
Contenido en fluido de la roca. La arcilla seca es rígida pero mojada es plástica. Por
analogía la humedad disminuye la rigidez de las rocas y aumenta su plasticidad. La
presencia de fluidos como el incremento de la temperatura, aumenta el campo de
deformación reduciendo la respuesta elástica y desplazando el límite de rotura a esfuerzos
cada vez mayores.
El tiempo de actuación de la fuerza. Se asocia a éste factor la velocidad de deformación
de las rocas; si la velocidad de deformación es alta y por lo tanto el tiempo breve, el material
responde con rigidez, en el caso contrario responderá plásticamente. Debe tenerse en
cuenta que la unidad de tiempo geológico es el millón de años.
Composición y estructura de la roca. Este factor alude a la isotropía o anisotropía del
material. Por la isotropía la roca puede ser competente y tener la capacidad de absorber
esfuerzos sin deformarse, por consiguiente es rígida; por la anisotropía es lo contrario pues
se deforma expresando su plasticidad.
MECANISMOS DE DEFORMACIÓN DE LAS ROCAS
Movimientos intergranulares . Los desplazamientos entre granos minerales son función
del tamaño de los granos, de su forma cristalina, y de su grado de consolidación y
cementación.
Movimientos intragranulares. Se asocian a la deformación interna de la red cristalina, con
las que se provocan micro fracturas a favor de las cuales se produce el desplazamiento de
las caras contiguas de los minerales.
Disolución y recristalización . Fenómeno debido a la presión y temperatura elevadas a las
cuales se someten los minerales componentes; el mecanismo es equivalente al proceso de
fusión-solidificación del agua en hielo, por variaciones de la temperatura arriba y abajo del
punto de congelación.
Deformación elástica. Es la que se da en la profundidad al paso de ondas sísmicas y de
marea, en la cual el suelo recupera la forma después del efecto.
Deformación plástica . Son los pliegues producidos en las rocas que han sido sometidas a
esfuerzos más allá de la zona elástica y antes del límite plástico.
Ruptura . Generación de fallas y diaclasas, cuando los esfuerzos en el material superan el
límite plástico.
PLIEGUES
Son arrugas producidas en las rocas mientras se encuentran en su estado plástico; sus
dimensiones van de centímetros a cientos de km.. Los pliegues se producen
preferentemente en los bordes compresivos de las placas, es decir, en las zonas de
subducción, y en general a importante profundidad. Muchas rocas que en la superficie
terrestre se comportan frágilmente, pasan en la profundidad al comportamiento dúctil,
plegándose frente a esfuerzos de compresión y cizalla, ya que la mayor presión y
temperatura que existen en el subsuelo, favorecen la deformación plástica de las rocas.
Para un tipo de roca dado el estudio de la geometría de los pliegues puede informarnos de
modo aproximado sobre el mecanismo de formación y la profundidad a que se ha originado.
Estas rocas más antiguas se han alterado también sufriendo metamorfismo, razón por la
cual los minerales planares como las micas crecen paralelos unos a otros y la roca tiende a
dividirse fácilmente en láminas delgadas (esquistosidad). Al aumentar la distancia a la
fuente de presión que produce el plegamiento los pliegues van muriendo tanto en la vertical
como en la horizontal.
ELEMENTOS DE UN PLIEGUE:
-Charnela: zona de mayor curvatura del pliegue.
-Línea de charnela o eje de pliegue: línea que une los puntos de mayor curvatura de una
superficie del pliegue. También recibe el nombre de eje del pliegue.
-Plano axial: plano que contiene todas las líneas de charnela y divide al pliegue en dos
partes iguales llamadas flancos o limbos.
-Núcleo: parte más comprimida y más interna del pliegue.
-Flancos: mitades en que divide el plano axial a un pliegue.
-Buzamiento: ángulo que forma el eje de pliegue con una línea horizontal contenida en el
plano axial.
Angulo de abertura:
Eselángulodeinterseccióndelosflancosdeunpliegueodesusextensionesimaginarias.
Superficie envolvente:
Superficie imaginaria que conecta las crestas y los senos de una población de pliegues(a)
Superficie media:
Superficie imaginaria que conecta todos los puntos de inflexión(a)
Longitud de onda:
Longitud de la unidad periódica “W” (o “W m” para pliegues a simétricos)(b).
Amplitud de onda
(A o Am): Es la mitad de la distancia existente entre las dos superficies envolventes(c).
Vergencia: Refiere al sentido de inclinación de la superficie axial de los pliegues (c y d).
FIG.A, B, C, D
Tipos de pliegues.
Existen tres clases principales de pliegues: los pliegues verdaderos o de flexión, los
pliegues de flujo y los pliegues de cizalladura o deslizamiento.
También se puede hablar de pliegues simples y complejos. Además, las denominaciones de
los pliegues pueden responder a su forma o a diferentes parámetros.
Los pliegues de flexión se forman por compresión de rocas competentes (duras); pueden
pasar a ser pliegues de flujo, en zonas donde hay rocas incompetentes (blandas).
Los pliegues de flujo estas rocas se comportan como una pasta espesa, no son muy
capaces de transmitir la presión y suelen formar muchos pliegues menores.
Los pliegues de cizalladura o deslizamiento se pueden producir en rocas frágiles por la
formación de pequeñas fracturas laminares, en la que las delgadas láminas de roca son
capaces de desplazarse entre sí; excepto cuando están cortados por una falla todos los
pliegues terminan formando una curvatura amplia.
Los pliegues simples suelen darse en rocas jóvenes como las del terciario y cuaternario.
Los pliegues complejos se encuentran en rocas más viejas expuestas a movimientos
terrestres durante más tiempo y que a menudo han quedado profundamente enterradas.
Las rocas muy antiguas, como las precámbricas, han sido replegadas muchas veces y han
desarrollado estructuras como los "boudins" (fragmentos cilíndricos de sección elíptica) y los
"mullions" (aspecto de salchicha).
CARACTERÍSTICAS DE UN PLIEGUE:
-Inmersión: ángulo que forman una línea de charnela y el plano horizontal.
-Dirección: ángulo formado entre un eje del pliegue y la dirección norte - sur.
-Buzamiento: ángulo que forman las superficies de los flancos con la horizontal.
LOS PLIEGUES SE PUEDEN CLASIFICAR ATENDIENDO A VARIAS
CARACTERÍSTICAS:
POR LA DISPOSICIÓN DE SUS CAPAS SEGÚN ANTIGÜEDAD:
Anticlinales: los estratos son más antiguos cuanto más hacia el núcleo. El pliegue es
convexo hacia arriba siempre que no se haya invertido su posición por causas tectónicas.
calizas en cabrera(gudalajara)
Sinclinales: los estratos son más jóvenes cuanto más hacia el núcleo. El pliegue es
cóncavo hacia arriba siempre que no se haya invertido su posición por causas tectónicas.
POR SU FORMA:
Antiforme: El pliegue es convexo hacia arriba, todo pliegue antiforme de primera
generación es un anticlinal.
Sinforme: El pliegue es cóncavo hacia arriba o convexo hacia abajo, todo pliegue sinforme
de primera generación es un sinclinal.
POR SU GÉNESIS:
Pliegues de primera generación: Son los pliegues originales de un orógeno.
Pliegues de sucesivas generaciones: Son plegamientos de los propios pliegues, se los
puede estudiar gracias al fenómeno de la foliación, son los causantes de cambios en la
relación forma antigüedad de las capas en los pliegues.
POR SU SIMETRÍA:
Simétricos respecto del plano axial
calizas cretácicas en alhama de
Aragón(zaragoza)
Asimétricos respecto del plano axial.
sierra de cazarla(jaén)
POR LA INCLINACIÓN DEL PLANO AXIAL
Rectos: el plano axial se encuentra en posición vertical.
Inclinados: el plano axial se encuentra inclinado.
rio borosa en la sierra de cazoria (jaén)
Recumbentes: el plano axial se encuentra muy inclinado u horizontal. En estos casos se
puede producir una inversión del registro estratigráfico.
POR EL ESPESOR DE SUS CAPAS
Isópacos: sus capas tienen un espesor uniforme.
rio borosa en la sierra de cazoria (jaén)
Alaga(teruel)
Anisópacos: Sus capas no tienen un espesor uniforme.
Por el ángulo que forman sus flancos
Isoclinales: sus flancos son paralelos.
Apretados: los flancos forman un ángulo agudo.
Suaves: los flancos forman un ángulo obtuso.
PLIEGUES VOLCÁNICOS
En rocas volcánicas hablamos de depósitos pobremente estratificados, que resulta de las erupciones magmáticas. Los cuales tienen características similares a la de un estrato, con el mismo comportamiento, al fluir las coladas de lava por la superficie, una sobre otra, superpuestamente.
DEFINICIÓN DE ESTRATOVOLCÁN:
Estratovolcán es un tipo de volcán cónico y de gran altura, compuesto por múltiples capas de lava endurecida, piroclastos alternantes (surgidos por una alternancia de épocas de actividad explosiva y de corrientes de lava fluida) y cenizas volcánicas.
Aunque a veces se les denomina volcanes compuestos, los vulcanólogos prefieren utilizar el término estratovolcán para establecer una distinción, debido a que todos los volcanes, sean del tamaño que sean, presentan una estructura (de capas) compuesta, esto es, se desarrollan sobre los materiales de sucesivas erupciones.
LAS VULCANITAS: son rocas ígneas que se formaron por el enfriamiento de lava en la superficie terrestre o de magma (masa de materia fundida subterránea) a escasa profundidad. El enfriamiento rápido del magma o lava que se torna en roca volcánica hace que se formen muchos cristales pequeños, también llamados micro cristales o granos finos, en estas rocas. El enfriamiento rápido también puede formar rocas volcánicas compuestas total o parcialmente de vidrio. Las rocas volcánicas más comunes en la Tierra son el basalto seguido por la andesita. Otras rocas volcánicas son la riolita, la dacita y la traquita para mencionar unas pocas. Las rocas volcánicas constituyen una pequeña parte de las rocas que se originan a partir de magma. Se estima que durante el Cenozoico se han generado un promedio anual de 3.7 a 4.1 km3 de rocas volcánicas en la Tierra, una cantidad bastante menor a los 22.1 a 29.5 km3 de rocas plutónicas que se creen haber formado en promedio anualmente en el mismo lapso de tiempo.
Al deformarse este tipo de estructuras nos dan pliegues, los cuales tienen características:
Se manifiestan de forma continua, sinclinal - anticlinal, después de aplicarle los esfuerzos, debido a que el material tiene comportamiento plástico, cuando la fuerza aplicada es mayor que la resistencia de la roca.
Los pliegues presentan distintas formas, según varíen los esfuerzos y las propiedades mecánicas de la roca, siendo necesaria la intensidad de la fuerza, para generar un tipo de plegamiento.
Imagen 1. Pliegues de rocas volcánicas de la Dorsal Mediterránea al sur de Creta
Pliegues en rocas volcánicas:
Los pliegues en rocas volcánicas se dan de dos maneras, las cuales están condicionadas. Este tipo de pliegues se dan de acuerdo al origen que presentan. Pues la disposición es diferente cuando hablamos de flujo y de piroclastos por explosión.
POR FLUJO:
La textura fluidal en muchas vulcanitas se expresa por cristales orientados según el flujo de magma o por estratos de distintas texturas o composiciones mineralógicas. Se distinguen los estratos laminares y plegados. Los estratos planares originan de una corriente laminar en el magma moviéndose. Los estratos plegados manifiestan una transición entre un flujo puramente laminar y un
flujo turbulento por ejemplo debido a un obstáculo como un bloque rocoso incorporado en el magma o un impedimento - por ejemplo tipo resalto - en el camino, que sigue el magma en la superficie. La textura fluida origina del enfriamiento, mientras que las corrientes de lava fluyen sobre la superficie terrestre o sobre el fondo de mar e indica la estructura interna del flujo del magma viscoso durante su emplazamiento o su movimiento sobre la superficie terrestre.
Por deformación:
Encontramos pliegues, que se originan por deformación, debido a los esfuerzos compresivos que actúan sobre los estratos, los cuales se van plegando. los esfuerzos compresivos se dan debido a los eventos tectónicos que ocurrieron en el planeta, como son el ciclo herciniano y el alpino. Siendo el ciclo alpino el último.
Es debido a estos eventos que se van creando los plegamientos en las rocas, como se ve en la imagen , las cuales presentan plegamiento debido a los esfuerzos, la cual se nota en la capa volcánica, que está cubierta por depósitos piroclásticos.
En la imagen se muestra el plegamiento que ha sufrido la capa de vulcanita, este tipo de plegamiento se da en los depósitos volcánicos piroclasticos, el cual tiene comportamientos diferentes, debido a la composición litológica que presentan. Pues la capa de color gris tiene un comportamiento plástico, al igual que las capas que la rodean, tienen el mismo comportamiento pues aun no presentan planos de rotura, que nos dé indicio de comportamiento frágil.
PLEGAMIENTO DE ROCAS VOLCÁNICAS DEBIDO AL CICLO HERCINIANO
Este ciclo ocurrido por la dinámica del planeta, ocasionado por la deriva continental, la cual dividió al continente pangea en dos, los cuales eran GONDWANA y LAURASIA. De las deformaciones ocurridas en el continente pangea, resultaron los plegamientos, que son la manifestación de este ciclo, la cual hizo posible la división su división.
PLEGAMIENTO DE ROCAS VOLCÁNICAS DEBIDO AL CICLO ALPINO
Orogenia Alpina
Extensión de la Orogenia Alpina.
La Orogenia Alpina es una etapa de formación de montañas (orogenia) que se produjo durante el Cenozoico, cuando África, el subcontinente indio y la pequeña placa de Cimmeria chocaron contra Eurasia. Formó las principales cadenas montañosas del Sur de Europa y Asia, comenzando en el Atlántico, pasando por el Mediterráneo y el Himalaya y terminando en las islas de Java y Sumatra. En concreto, se formaron de oeste a este: Atlas, Rif, Cordilleras Béticas, Cordillera Cantábrica, Pirineos, Alpes, Apeninos, Alpes Dináricos, Pindo, Montes Cárpatos, Montes Balcanes, Montes Tauro, Cáucaso, Montes Elburz, Zagros, Hindu Kush, Pamir, Karakórum e Himalaya.
Los movimientos convergentes entre las placas tectónicas comenzaron ya en el Cretácico Inferior, pero las grandes etapas de formación de montañas se iniciaron del Paleoceno al Eoceno. La mayoría de la orogenia se produjo durante el Oligoceno y Mioceno, continuando en la actualidad en algunas de las cadenas montañosas alpinas.
La India comenzó a chocar con Asia hace cerca de 55 millones de años, comenzando así la formación del Himalaya hace entre 52 y 48 millones de años y cerrando finalmente el extremo este de la vía marítima de Tetis. Al mismo tiempo, la placa africana comenzó a cambiar su dirección, del oeste al noroeste hacia Europa.
Las etapas centrales, que abarcan la formación de los Alpes y Cárpatos en Europa y el Atlas en el norte de África, se produjeron entre 37 y 24 millones de años atrás. Esta colisión aún continúa hoy.
