PLIEGUES

UNIVERSIDAD NACIONAL DE CAJAMARCAESCUELA ACADMICO PROFESIONAL DE INGENIERA GEOLGICA1

UNIVERSIDAD NACIONAL DE CAJAMARCAESCUELA ACADMICO PROFESIONAL DE INGENIERA GEOLGICA36

UNIVERSIDAD NACIONAL DE CAJAMARCA

ESCUELA ACADMICO PROFESIONAL DE INGENIERA GEOLGICA

GEOLOGA ESTRUCTURAL

PLIEGUES

DOCENTE Ing. Alejandro Lagos Manrique

RESPONSABLES: Grupo N04

CHACN DAZ, Irwin Jonathan CHAPILIIQUN CELIS, V. Raphael HOYOS CUBAS, Franklin HUARIPATA SAGN, Miguel Orlando MUOZ BAZN, Karool Geordano RODRGUEZ SNCHEZ, Richard Alexis

AO/CICLOTercer ao / V CicloCajamarca, Enero del 2013

CONTENIDOOBJETIVOS4A.OBJETIVO GENERAL4B.OBJETIVO ESPECFICO4INTRODUCCIN51.DEFINICIN1DEFORMACIN DCTIL12.ELEMENTOS GEOMTRICOS DE LOS PLIEGUES23.CAUSAS DE LOS PLEGAMIENTOS3A.PLASTICIDAD4B.VISCOCIDAD4C.RIGIGEZ5D.TENACIDAD54.FACTORES QUE CONTROLAN EL PLEGAMIENTO5A.LA PRESIN5B.TEMPERATURA6C.CONTENIDO DE FLUIDOS DE LA ROCA7D.TIEMPO7E.INFLUENCIA DE LAS CARACTERSTICAS ANISOTRPICAS DE LAS ROCAS75.MECANISMOS DE PLEGAMIENTO8A.FLEXURAS8B.ESTUDIO DE LAS DEFORMACIONES101.DEFORMACIN102.TIPOS DE DEFORMACIN113.MECANISMOS DE DEFORMACIN Y PLEGAMIENTO12C.DEFORMACIN EN SUCESIN DE ESTRATOS156.LOS PLIEGUES Y SUS TIPOS MORFOLGICOS16A.PLIEGUES ISOPACOS161.Desarrollo de un pliegue concntrico162.Fallas relacionadas a plegamientos concntricos20B.PLIEGUES POR FLUJO211.MECANISMOS DE LA DEFORMACIN:212.GEOMETRA DEL PLEGAMIENTO:213.CONDICIONES FSICAS DEL PLIEGUE DE FLUJO:22C.PLIEGUES POR FLEXIN Y CIZALLAMIENTO23D.PLIEGUES POR FLEXIN Y APLANAMIENTO241.La flexin precede al aplanamiento242.Flexin contempornea con el aplanamiento25E.PLIEGUE EN CHEVRON261.Mecanismo del Knicks272.Mecanismo del Pliegue en Chevron27F.PLIEGUES DESARMNICOS287.MICROPLIEGUES, MACROPLIEGUES Y FALLAS29A.MICROPLIEGUES.29B.MACROPLIEGUES301.SERIES ISOCLINALES302.ANTICLINORIOS303.SINCLINORIOS31C.RELACIN ENTRE FALLAS Y PLIEGUES:31D.CLASIFICACIN DE LOS PLIEGUES RELACIONADOS CON FALLAS321.PLIEGUES DE FLEXION DE FALLA (FAUL BEN FOLDS):322.PLIEGUES DE PROPAGACION DE FALLA (FAULT-PROPAGATION FOLDS):333.LOS PLIEGUES DESPAGADOS (DETACHMENT ODECOLLEMENT FOLDS)33E.TIPOS DE PLIEGUES.34CONCLUSIONES35BIBLIOGRAFA35

OBJETIVOSOBJETIVO GENERAL Realizar el estudio terico en relacin a los pliegues geolgicos.OBJETIVO ESPECFICO Describir los aspectos generales de estudio de pliegues. Relacionar la deformacin y el plegamiento. Definir la deformacin continua y discontinua. Explicar el mecanismo de plegamiento presente en la naturaleza. Clasificar a los pliegues segn su morfologa.

INTRODUCCINEn muchas rocas, lo que un da fueron superficies planas se ha deformado y convertido en superficies curvas o no planas. Estas nuevas estructuras se llaman pliegues.Los pliegues son quiz la manifestacin ms corriente, ms evidente, de la deformacin dctil de las rocas. Se forman bajo condiciones muy variadas de esfuerzo, presin hidrosttica, presin de los fluidos intersticiales y temperatura, tal como resulta patente por su presencia en sedimentos blandos, en rocas sedimentarias en toda la gama de las rocas metamrficas, e incluso en las estructuras primarias de flujo de algunas rocas gneas. Realmente, su presencia indica alguna forma de deformacin dctil, aunque vale la pena recordad que la usencia de pliegues no indica la ausencia de una deformacin penetrativa y presente.En este trabajo mencionaremos la definicin de pliegues, los elementos geomtricos que le componen, las causas que las originan, los tipos de pliegues y algunas asociaciones de los mismos con otras estructuras como las fallas, por lo que se considera a esta monografa como una de las partes ms importantes del estudio de la Geologa Estructural .

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PLIEGUES1. DEFINICINSon arrugas producidas en las rocas mientras se encuentran en su estado plstico; sus dimensiones van de centmetros a cientos de km. Los pliegues se producen preferentemente en los bordes compresivos de las placas, es decir, en las zonas de subduccin, y en general a importante profundidad.Muchas rocas que en la superficie terrestre se comportan frgilmente, pasan en la profundidad al comportamiento dctil, plegndose frente a esfuerzos de compresin y cizalla, ya que la mayor presin y temperatura que existen en el subsuelo, favorecen la deformacin plstica de las rocas. Para un tipo de roca dado el estudio de la geometra de los pliegues puede informarnos de modo aproximado sobre el mecanismo de formacin y la profundidad a que se ha originado.Estas rocas ms antiguas se han alterado tambin sufriendo metamorfismo, razn por la cual los minerales planares como las micas crecen paralelos unos a otros y la roca tiende a dividirse fcilmente en lminas delgadas (esquistosidad). Al aumentar la distancia a la fuente de presin que produce el plegamiento los pliegues van deformndose tanto en la vertical como en la horizontal.DEFORMACIN DCTILEs cualquier cambio en la posicin o en las relaciones geomtricas internas sufridas por un cuerpo como consecuencia de la aplicacin de un campo de esfuerzos. Las rocas, al igual que cualquier otro material, se deforman ante la accin de esfuerzos externos. Nosotros no captamos esa deformacin, pero s podemos saber cundo una roca est deformada. Estudiando la deformacin podemos saber cmo han sido los esfuerzos que la produjeron y, por tanto, reconstruir la actividad tectnica pasada en una regin.Cuando las rocas adquieren cierta ductilidad pueden deformarse sin romperse, es decir sin fallarse, formndose los Pliegues.

ELEMENTOS GEOMTRICOS DE LOS PLIEGUES FLANCO. Conjunto de estratos inclinados que se encuentran a cada uno de los lados del plano axial de un pliegue. BUZAMIENTO. Inclinacin de los estratos de un pliegue. EJE. Lnea central a partir de la que cambia el buzamiento. El eje es paralelo a la charnela y pasa por la base del pliegue. Lnea que une los puntos de mxima curvatura. CHARNELA. Lnea de flexin brusca de un pliegue. La charnela es paralela al eje y se encuentra en el punto de inflexin externo del pliegue. Lnea en la que cambia el buzamiento de los estratos. PLANO AXIAL. Plano terico en el que se encuentran el eje y la charnela de un pliegue. Plano que divide un pliegue en 2 partes iguales. LONGITUD DE ONDA. Distancia entre 2 charnelas consecutivas, ya sean de anticlinal-anticlinal, sinclinal-sinclinal o anticlinal-sinclinal o viceversa. ALTURA. Distancia entre el eje del pliegue y la charnela. VERGENCIA. Inclinacin del plano axial con respecto a la vertical.

Segn la ubicacin del plano axial, podemos determinar los siguientes rasgos geomtricos de los pliegues: Si la superficie axial de un pliegue corresponde a un plano vertical tenemos un pliegue recto. Si la superficie axial esta inclinada es pliegue es inclinado; en este caso, los dos flancos del pliegue tienen necesariamente buzamientos diferentes; cuando en un flanco las capas rebasan la vertical se tiene un flanco inverso. Denominamos pliegue tumbado cuando una superficie axial esta poco inclinada y tiene un flanco inverso bien desarrollado.

CAUSAS DE LOS PLEGAMIENTOSBajo la accin de las fuerzas algunos cuerpos se deforman, es decir, se modifican sus dimensiones. Algunos cuerpos se deforman muy poco; son los que se parecen a lo que llamamos cuerpo rgido. Otros, se deforman ms fcilmente, son los cuerpos deformables.Como consecuencia de la dinmica global de la corteza terrestre, frecuentemente las rocas se ven sometidas a esfuerzos tectnicos que las deforman, originando estructuras diferentes de las que posean.

Hay que tener en cuenta que a mayor profundidad aumenta la presin y la temperatura, por lo que los materiales situados a mayor profundidad se comportarn ms plsticamente.En geologa adems de la deformacin plstica, deben considerarse la viscosidad de las rocas y los fenmenos de relajacin y fluencia. La relajacin se expresa como una cada de tensiones en el cuerpo, mantenindose constante la deformacin plstica, pues se trata de un reacomodo de las partculas del cuerpo desplazndose en el proceso de la deformacin plstica hasta encontrar su equilibrio y desapareciendo las tensiones internas. La relajacin lleva a una transformacin paulatina de una deformacin elstica a una residual plstica.PLASTICIDADEs cuando por accin de los esfuerzos las rocas obtienen una consistencia blanda.Del estado de elasticidad pasa al estado de plasticidad. Puede ser doblado, pero no recupera su forma normal. Ser plstica cuando esta deformacin se revele sin interrupcin de la continuidad del material y se forme como el resultado de la accin de fuerzas externas, o ser frgil si las deformaciones conducen a la destruccin del cuerpo sin una deformacin plstica notable.Una deformacin plstica es irreversible, y el cuerpo puede seguir deformndose hasta su LMITE PLSTICO, tras el cual se rompe.

VISCOCIDADCaracterstica de resistencia que ofrecen las rocas a la deformacin, debido a la cohesin molecular de sus componentes.Las rocas de alta viscosidad presentan una cierta resistencia a fluir; las rocas de baja viscosidad fluyen con facilidad. La fuerza con la que una capa de roca o en movimiento arrastra consigo a las capas adyacentes de la roca determina su viscosidad.RIGIGEZEn la Tierra no hay rocas indeformables. La compresibilidad aumenta la rigidez, y la temperatura la debilita.TENACIDADCapacidad para mantenerse sin romperse o doblarse. Es la resistencia que oponen a la separacin de las molculas que los integran, al ser sometidos a esfuerzos de traccin y a los ensayos de elasticidad y alargamiento.

FACTORES QUE CONTROLAN EL PLEGAMIENTOLA PRESINLa presin se debe al peso que producen las masas rocosas que se superponen. Con la profundidad aumenta la presin y las rocas que en la superficie son rgidas, en la profundidad pueden comportarse plsticamente. PRESIN CONFINANTE: Con la profundidad aumenta la presin confinante y las rocas, que en la superficie son rgidas, en la profundidad pueden comportarse plsticamente. As aumenta el esfuerzo de ruptura y se facilita la deformacin dctil. A mayor presin confinante mayor es el campo de plasticidad de la roca.

TEMPERATURALa temperatura tambin hace variar el comportamiento de las rocas frente a los esfuerzos, aunque el efecto es diferente en cada tipo de roca. A 2, 3, 6 mil metros bajo la superficie, las rocas se comportan como en la superficie. Solo a partir de los 15 kilmetros de profundidad fluyen como los lquidos.A mayor temperatura mayor es el campo de plasticidad de la roca (hay excepciones como la arcilla). GRADEINTE GEOTERMICO: A mayor gradiente trmico la roca se torna ms dctil y alcanza su punto de fusin ms rpido que en gradiente trmico bajo.Los lmites entre los diferentes niveles estructurales se encontrarn a una profundidad menor, y su espesor ser ms dbil.Gradiente geotrmico:1 C X 30 33 metros de profundidad.El orden de competencias vara segn que se trate de deformacin a T baja o media. Para baja T, slo se han incluido rocas sedimentarias, mientras que para T media, la lista consiste en rocas metamrficas. A T alta, las diferencias de competencia son muy pequeas. En orden de competencia decreciente, las listas son:TEMPERATURA BAJATEMPERATURA MEDIA

Arenisca cuarcferaGneises y granitos de grano fino

GrawacaCuarcita

Caliza de grano gruesoMrmol

CONTENIDO DE FLUIDOS DE LA ROCALa arcilla seca es rgida pero mojada es plstica. Por analoga 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 deformacin reduciendo la respuesta elstica y desplazando el lmite de rotura a esfuerzos cada vez mayores.A mayor presin de fluidos menor es el campo de plasticidad (las arcillas es al contrario, cuando estn hmedas son plsticas y secas son rgidas).TIEMPOSe asocia a ste factor la velocidad de deformacin de las rocas; si la velocidad de deformacin es alta y por lo tanto el tiempo breve, el material responde con rigidez, en el caso contrario responder plsticamente.Aumenta, en general, la plasticidad de las rocas, pero no es posible reproducir el tiempo en los laboratorios dado que la escala es de millones de aos (factor muy importante).INFLUENCIA DE LAS CARACTERSTICAS ANISOTRPICAS DE LAS ROCASAnisotropa es la variacin de una propiedad segn la direccin. En las rocas experimentan distintas deformaciones segn sea la direccin de los esfuerzos respecto a planos de estratificacin, esquistosidad, etc.Los pliegues son deformaciones que en trminos generales producen el acortamiento de la corteza terrestre, que en algunos casos llegan a varios cientos de kilmetros. Por lo general pueden ser originados por: Esfuerzos de compresin horizontal Accin de intrusiones Por intrusin de sal Compactacin diferencial Sobrepeso del material de coberturaMECANISMOS DE PLEGAMIENTOLas capas de las rocas pueden doblarse en pliegues de dos maneras: como resultado de la flexin transversal y por medio de la flexin longitudinal.En un anlisis de plegamiento nos enfrentamos con dos problemas separados pero relacionados. Uno se refiere a la mecnica del plegamiento, es decir, al cambio interno que tiene lugar en una masa de estratos que est siendo plegada y a los esfuerzos implicados. Un segunda problema es la causa del plegamiento: es el plegamiento el resultado de compresin horizontal, de la intrusin de rocas gneas o de corrientes de conveccin subcorticales?Se pueden reconocer, en general, cuatro tipos principales de plegamiento, pero son comunes las transiciones: (1) flexuras; (2) pliegues de flujo; (3) pliegues de cizalla; (4) pliegues debidos a movimientos verticales.FLEXURASLas Flexuras, conocidas tambin como pliegues verdaderos, pueden resultar ya sea de una compresin o de una cupla. Con el propsito de realizar un anlisis se puede tratar el comportamiento de estratos horizontales bajo una fuerza compresiva actuando paralelamente a la estratificacin (Fig. 75 A). Se debe considerar, primero, la deformacin de un estrato homogneo nico. Si una hoja as es curvada (Fig. 76 A), la parte del lado convexo se somete a tensin, mientras que la parte del lado cncavo se somete a compresin. Hay una superficie de no deformacin intermedia. Si la lmina es suficientemente dctil se deformara plsticamente (Fig. 76 B). Pequeos ajustamientos entre los granos y dentro de ellos permite este cambio de forma permanente.

Sobre el lado convexo, la hoja se alarga y adelgaza, pero sobre el lado cncavo se acorta y engrosa. Si es frgil ceder por ruptura (Fig. 76 C). Como se muestra, sobre el lado convexo se podran formar fracturas de tensin o pequeas fallas gravitacionales, mientras que sobre el lado cncavo se podran formar pequeos corrimientos. Bajo ciertas condiciones, las rocas se pueden arrugar sobre el lado cncavo (Fig. 76 D).

La caracterstica definitiva de las rocas sedimentarias es, sin embargo, la presencia de planos de estratificacin. Usualmente, en consecuencia, el plegamiento es anlogo al encorvamiento de un grueso atado de papel, y un factor muy importante es el deslizamiento de unos estratos contra otros, como se ilustra en la fig. 77. Cada estrato se desliza contra los otros laterales. De dos estratos adyacentes, el superior se mueve alejndose del eje sinclinal en relacin con el inferior (fig. 77 B). Este principio es de gran importancia para interpretar ciertos tipos de pliegues de arrastre y algunos clivajes. Varios gelogos se refieren a los tipos de plegamiento ilustrados en la fig. 76 como flexuras, y a los ilustrados en la fig. 77 como flexodeslizamientos (flexuralslip folding).En el plegamiento de rocas sedimentarias, algunas formaciones son competentes (fuertes) mientras que otras son incompetentes (dbiles). Siendo la competencia una propiedad relativa. Una formacin competente es fuerte y puede transmitir la fuerza compresiva mucho ms lejos que una formacin incompetente.

Muchos factores determinan si una formacin es competente o no. La resistencia a la compresin es uno de esos factores. Si se ensayan en laboratorio muestras de dos formaciones diferentes, la de mayor resistencia a la compresin ser la ms competente en plegamientos, siempre por supuesto, que todos los otros factores sean iguales.La solidez de la formacin es un factor importante. Si en dos formaciones compuestas de la misma clase de caliza, los estratos de una formacin tienen 30 cm de espesor, mientras que los de la otra tienen 10 metros, la formacin de estratos ms gruesos ser ms competente.Si la columna de rocas sedimentarias est compuesta por materiales de competencia muy diferente, los estratos competentes transmiten la fuerza, mientras que los incompetentes se comportan ms o menos pasivamente; son levantados por el arco de rocas competentes que se elevan o fluyen hacia cavidades potenciales debajo del arco.En resumen, la formacin de flexuras implica el arqueamiento de las capas ms competentes bajo una fuerza compresiva, el comportamiento ms pasivo de los estratos incompetentes y el deslizamiento de unos estratos contra otros.ESTUDIO DE LAS DEFORMACIONESDEFORMACINEl esfuerzo causa deformacin. Esta puede ser dilatacin (cambio de volumen) y distorsin (cambio de forma) o ambas.Cuando hay un cambio en la presin de confinamiento, un cuerpo istropo es decir, un cuerpo cuyas propiedades mecnicas son iguales en todas direcciones variar de volumen, pero no de forma.TIPOS DE DEFORMACINDeformacin elstica: El material se deforma, pero cuando cesa el esfuerzo, la deformacin desaparece (por ejemplo una goma elstica). Es, por tanto, una deformacin reversible. Deformacin plstica: La deformacin se mantiene aunque el esfuerzo desaparezca (como ocurre con la plastilina). La deformacin es irreversible. Deformacin frgil:El material se fractura como respuesta al esfuerzo (sera el caso de un vidrio roto). Al igual que la anterior, tambin es irreversible. Cuando estas deformaciones se producen en los materiales terrestres dan lugar a estructuras geolgicas reconocibles, como son: Pliegues, cuando la deformacin sufrida por las rocas es de tipo plstica. Los materiales se doblan dndonos idea de qu fuerzas los plegaron. Fallas y diaclasas son deformaciones frgiles. Las rocas aparecen rotas y, generalmente, hay separacin entre las partes fracturadas.

MECANISMOS DE DEFORMACIN Y PLEGAMIENTOCuando las rocas son frgiles, la deformacin se muestra por planos de rotura, es decir las Fallas; entonces tendremos un dominio sin pliegues pero con numerosas fracturas, entonces el mecanismo elemental es el Cizallamiento.Cuando las rocas adquieren cierta ductilidad pueden deformarse sin romperse, es decir sin fallarse, formndose los Pliegues. Estos pliegues pueden originarse de dos maneras muy diferentes.ETAPAS: Primera Etapa: Cuando la ductilidad no es todava muy importante, los estratos se pliegan de manera simple, manteniendo su espesor constante, presentando deformacin importante en las charnelas y se forman Pliegues Isopacos.En este caso el mecanismo elemental es la Flexin. Segunda Etapa: En un estado ms evolucionado, las rocas se vuelven muy dctiles y se deforman fcilmente, con mucha intensidad, provocando la transformacin de elementos esfricos en elipsoides aplanados, adquiriendo una anisotropa de origen mecnico como la esquistosidad, tornndose pliegues Anisopacos.En este caso el mecanismo elemental es el Aplanamiento. Tercera Etapa - Por Fusin: Es un estado de mayor profundidad, donde las rocas estn a una temperatura prxima o superior a su punto de fusin, entonces se comportan como lquidos ms o menos viscosos y por consiguiente fluyen, resultando pliegues de los dos tipos anteriores. En este caso el mecanismo elemental es el Flujo.1- Cizallamiento2- Flexin3- Aplanamiento4- Flujo

Obsrvese que el acortamiento vara segn los mecanismos; es MAXIMO con el Aplanamiento y NULO con el Flujo

Esquema ilustrando los diferentes Mecanismos de la Deformacin.

MECANISMOS: Mecanismos de Deformacin Continua. Esta deformacin comienza cuando se acumula grandes cantidades de energa elstica. Este proceso de deformacin contina hasta que las rocas alcanzan su lmite de deformacin elstica. Se produce entonces una ruptura, por el desplazamiento de ambas masas (placas), liberndose la energa acumulada en forma de calor y de ondas ssmicas.

Deformacin Discontinua. La fracturacin es tal vez el fenmeno tectnico de mayor importancia global y de ocurrencia universal.Prueba de ello son los bordes de placas y la aparicin de fracturas en otros planetas. Para el estudio de la deformacin frgil es necesario hacer hincapi en los principios tericos que gobiernan la fracturacin.Ruptura: Proceso irreversible por el que los materiales de la corteza tratan de ajustarse a un nuevo estado de equilibrio mediante la aparicin de superficies de discontinuidad.Cuando la deformacin continua sobrepasa un cierto lmite hay ruptura pero esta:

Si se trata de pliegues por deformacin de charnela, se forman generalmente en el techo de los anticlinales, es decir en las partes sometidas a estiramiento, grietas perpendiculares al eje mayor de las elipses es decir perpendicular al estrato mientras que en la parte inferior de los mismos Anticlinales est afectada por fallas inversas.

DEFORMACIN EN SUCESIN DE ESTRATOSPor construccin, el radio de curvatura de los estratos vara cuando se pasa de un estrato a. otro; en los sinclinales hacia arriba. La forma de un pliegue isopaco varia por tanto segn el nivel de referencia considerado. Adems, cualquiera que sea el tipo de plegamiento, los estratos se deslizan unos sobre otros, Este deslizamiento es .mximo en el caso de un pliegue por deformacin de charnela misma; puesto que las partes superiores de los estratos, estiradas, estn en contado con las partes inferiores acortadas; este deslizamiento aumenta despus cuando se aleja, de las charnelas para alcanzar su valor mximo en los flancos de pliegue; el sentido del deslizamiento es simtrico con respecto al pliegue en los anticlinales, el banco superior se desplaza siempre hacia, la charnela. Puede calcularse este valor del deslizamiento; depende del radio de curvatura, de !a potencia de los estratos v de la deformacin continua en el interior de los estratos.

LOS PLIEGUES Y SUS TIPOS MORFOLGICOSPLIEGUES ISOPACOSAsociemos los pliegues Ispacos con los pliegues concntricos. Dicho plegamiento concntrico es uno de los principios dirigentes del proceso de plegamiento, porque el plegamiento inicial lleva consigo una deformacin elstica de las rocas ms rgidas y resistentes. Nos detendremos bastante en la explicacin del desarrollo de pliegues concntricos, pues los otros tipos pueden considerarse como derivados del principio concntrico fundamental.Desarrollo de un pliegue concntricoPuede imaginarse que el nacimiento de un pliegue sencillo empieza en un punto que posteriormente se convierte en la culminacin del pliegue, tanto en corte a travs como en longitudinal. El eje del pliegue ser horizontal en una cierta longitud, aunque siempre tiende a inclinarse por lo menos en los dos extremos. Como la fuerza de compresin acta perpendicularmente al eje del pliegue, generalmente no hay esfuerzos de tensin en esa direccin; pero perpendicularmente a la direccin de la fuerza y paralelamente al pliegue puede haber cierta tensin, debida al arqueamiento del eje. El tamao del pliegue lo determinan, primero, el espesor total de los estratos afectados por el pliegue, y segundo sus capas rgidas, deformadas elsticamente. Las capas blandas simplemente se amoldan a la forma prescrita de un modo pasivo, siempre que no se vean afectadas por un esfuerzo extra posterior. Como consecuencia, las capas superiores blandas de la parte no consolidada de la serie estratigrfica, que adopta la forma determinada elsticamente de los estratos ms profundos, tendrn condiciones de esfuerzos diferentes de las capas intermedias y ambas de las capas basales.En la siguiente figura, se representan tres capas del desarrollo de un pliegue concntrico en su forma ms simple. Las conclusiones que se saquen de esta forma simplificada pueden aplicarse a tipos complejos.

Si trazamos lneas que unan los puntos, numerados segn sus posiciones originales en su plano primitivo y despus en sus posiciones sucesivas, obtendremos las trayectorias de estos puntos en el espacio. Se observa que cada punto empieza movindose en la vertical y luego sbitamente toma direccin horizontal. De aqu que en cada momento haya en todo anticlinal dos bloques marginales movindose horizontalmente convergentes y un bloque central que se levanta (figura 136); el ltimo se va estrechando hasta convertirse en una cua pequea. El movimiento relativo de un punto al prximo de una misma capa es prcticamente despreciable durante casi todo el proceso, excepto en el preciso momento en que el punto superior todava se mueve hacia arriba, mientras el ms bajo adquiere un movimiento horizontal. Si unimos los puntos en cuales sucede esto, en diferentes superficies, se obtiene una lnea inclinada hacia el centro de la estructura. Dicha lnea de puntos de giro representa indudablemente una posible ruptura de la suavidad del movimiento, y por ello son fallas en potencia (Figura 136). Durante el plegamiento encontramos que los centros de curvatura anticlinal (O1, O2, O3 en la figura 135) se mueven hacia arriba y los de las curvas sinclinales se mueven horizontalmente hacia dentro. En su movimiento ascendente, el centro anticlinal se mueve con ms velocidad que los mismos estratos, pues el radio de curvatura se acorta simultneamente. En la serie estratigrfica, cambia su posicin de una capa a la prxima siguiente. En la figura 137 puede verse que tan pronto como el centro sobrepasa un horizonte determinado, no es posible plegar ya esta ltima superficie concntricamente ni mantener su longitud original; dicho de otro modo, en la base de cada pliegue con un plano basal de cizalla definido hay una capa que, por falta de espacio, no se puede plegar concntricamente, esta capa ir engrosando en el ncleo del pliegue durante el proceso de plegamiento. Adems del hecho de que por aumentar de espesor los estratos del fondo no pueden amoldarse a la creciente curvatura del pliegue, encontramos tambin que a causa de la forma del pliegue el estrechamiento de la cua axial ascendente produce una prdida de espacio del ncleo del pliegue.

Dicha prdida del espacio del ncleo del anticlinal produce una tendencia a ensancharse el vrtice, bien por un empuje hacia arriba dentro del centro del pliegue, bien por una rotura de empuje por falla; ambas acciones producen irregularidades en el mecanismo de concentricidad. En el segundo caso cuando aparece una falla, se observan perturbaciones del tipo de cabalgamientos o estructuras diapricas. En el primer caso encontramos un amplio anticlinal de vrtice plano con flancos muy empinado, llamado pliegue en atad.Las capas ms blandas del vrtice del pliegue no estn afectadas por el plegamiento. Simplemente siguen las formas adoptadas por las capas ms rgidas y compactas subyacentes. Sin embargo, pueden presentar todas las muestras de haber sufrido una tensin, tanto en secciones longitudinales como transversales. Por ello en un pliegue concntrico ordinario se distinguen tres zonas: zona inferior, rota y comprimida, una amplia zona intermedia plegada concntricamente y una zona superior con fallas de tensin y otras seales de reajuste (Figura 138).

Bajo tal aspecto, los posibles esfuerzos tensionales en la cresta del pliegue se limitan a las capas ms superficiales e incluso pueden faltar si la secuencia estratigrfica carece de series particularmente compactas en su porcin inmediata. Se explica as la relativa escasez de fallas de tensin longitudinales en las crestas de los anticlinales.Los cierto es que en una lmina plegada elsticamente los planos de cizalla concntricos se limitan a los flancos, presentando el vrtice grietas de tensin, y el ncleo, estrujamiento.

En la figura 139 la tensin en la zona de curvatura mxima ha motivado el relleno de las grietas en forma de cua por cuarzo recristalizado. Parece lgico suponer que el cuarzo no es un derivado de las areniscas cercanas a las fracturas, sino que ha sido producido por la gran presin en las mismas zonas curvadas. El pliegue de la figura 139 es un micropliegue; pero se encuentra el mismo fenmeno en pliegues cientos de veces mayores, del tamao de un gran escarpe, como por ejemplo, en la costa sur de Gales (figura 140). Las grietas de tensin y la zona acuada de recristalizacin posiblemente se hayan producido durante la ltima fase del plegamiento, como grietas de tensin de reajuste. No es probable que si las grietas hubieran existido antes de haberse acabado el proceso de plegamiento, ste hubiera proseguido en el tipo concntrico; adems, la amplitud de las grietas suele ser muy pequea comparada con la curvatura total.

Hemos visto que durante los estados avanzados de un plegamiento concntrico, las capas blandas del fondo juegan un importante papel por su tendencia a levantar el ncleo, rompiendo o ensanchando el anticlinal. Tenemos en ambos casos un esfuerzo de tensin en el vrtice anticlinal. Las fallas que caracterizan las capas blandas superiores de la cresta pueden penetrar a mucha ms profundidad en las ltimas etapas del plegamiento, interrumpiendo el plegamiento concntrico de las capas intermedias, y finalmente enlazarse con las complicaciones del ncleo. En un plano profundo, los pliegues, y en particular los pliegues concntricos, tienes generalmente forma alargada, y cuanto ms ancha es la cresta, mayor es su alargamiento, aunque la relacin entre amplitud y espesor puede variar ampliamente. Se encuentra todo tipo de variaciones, desde domos, que son casi redondos y braquianticlinales, hasta estructuras muy extensas. Hay domos que se supone no han sido formados por presiones tangenciales, sino radiales.Fallas relacionadas a plegamientos concntricosLas fallas que ordinariamente acompaan a los plegamientos concntricos pueden dividirse en dos grupos, las de la zona superior y las de la zona inferior. El grupo se la zona inferior puede romper las capas concntricas y llegar hasta la superficie, dando lugar a fallas de empuje y estructuras diapricas. Las de la zona superior de subdividen en: FALLAS DE CRESTERA LONGITUDINALES FALLAS TRANSVERSALES Y DE FLANCO FALLAS DE DESGARRE DIAGONALESPLIEGUES POR FLUJOLlamamos as a todo pliegue que se forma sin que se produzca un acortamiento perpendicular al plano axial, se origina como consecuencia de un flujo continuo o discontinuo que permanece paralelo a la direccin determinada.El plegamiento de flujo o plegamiento incompetente es tpico de regiones donde no hay estratos gruesos, competentes y donde todas las rocas son plsticas ya sea debido a caractersticas inherentes o alta temperatura o alta presin de confinamiento.MECANISMOS DE LA DEFORMACIN:Si la deformacin es continua los flancos del pliegue estn sometidos a un deslizamiento continuo y si la deformacin es discontinua se tiene una serie de planos de deslizamiento paralelos entre ellos.GEOMETRA DEL PLEGAMIENTO:La forma del pliegue depende de cmo se realice el flujo, si no vara mas que en una sola direccin se obtienen los pliegues cuyos ejes son perpendiculares a esta direccin.Si el flujo no se realiza en un direccin constante, el flujo se efectuara de una forma no laminar sino turbulento.En los lquidos los flujos turbulentos pueden ser extremadamente complicados y dar figuras totalmente inesperadas, hablamos entonces de pliegues de flujo turbulento que son ms difciles de reconocer que los pliegues de flujo laminar.IMAGEN DE PLIEGUE POR FLUJOIMAGEN DE PLIEGUE POR FLUJO TURBULENTO

La figura muestra el aspecto de la deformacin producida por un flujo divergente convergente y un flujo no laminar.CONDICIONES FSICAS DEL PLIEGUE DE FLUJO:Para que puedan formarse Pliegues de Flujo es necesario que las rocas se comporten como lquidos. Pero no es necesario que las rocas hayan alcanzado su punto de fusin, en efecto si las rocas son dctiles pueden comportarse como cuerpos viscosos a la escala del tiempo geolgico Las rocas pueden por tanto ser afectadas por pliegues de Flujo mucho antes de alcanzar su punto de fusin. Cuando se alcanza la fusin se producen generalmente pliegues de flujo turbulento.

PLIEGUES POR FLEXIN Y CIZALLAMIENTOCon frecuencia sucede que la flexin se produce al mismo tiempo que el cizallamiento.Cuando un pliegue isopaco sufre un acortamiento cada vez mayor se puede alcanzar su punto de ruptura, entonces algunas partes del pliegue estn afectadas por fallas. Pero generalmente el plegamiento no se interrumpe prosigue al mismo tiempo que funcionan las fallas, no obstante, el plegamiento se efecta entonces con un campo de esfuerzo nuevo; ya que parte de la deformacin se absorbe por el juego de las fallas y estas han creado nuevas discontinuidades. De este modo podemos distinguir dos etapas sucesivas del plegamiento: una anterior y una posterior a una primera ruptura. Las fallas pueden tambin preceder al plegamiento isopaco. Las fallas vuelven a jugar entonces a la vez que se producen el plegamiento.Por lo general sucede que en este caso el pliegue isopaco se amolda a la falla y se obtiene por tanto una falla- pliegue.

PLIEGUES POR FLEXIN Y APLANAMIENTOSe produce nicamente aplanamiento cuando tenemos series sedimentarias heterogneas con litologas diversificadas que es el caso ms general, la flexin precede o acompaa siempre al aplanamiento por eso interviene siempre estos dos mecanismos.

La flexin precede al aplanamientoSi se comprime una serie formada por rocas de propiedades muy diferentes por Ejm., margas y cuarcitas, puede suceder que las margas estn afectadas por un aplanamiento, mientras que simultneamente las cuarcitas se pliegan por flexin

Flexin contempornea con el aplanamientoCuando el plegamiento es intenso los pliegues al nivel de las margas son menos intensos que al nivel del banco de cuarcitas. Diferentes perturbaciones que se presentan en los pliegues isopacos y en el ncleo de los anticlinales el valor del aplanamiento aumenta mientras que el techo de los mismos se produce lo contrario.

El contraste litolgico entre diferentes niveles existentes depende de la forma exacta de los pliegues de importancia relativa de flexin y aplanamiento.El ngulo de estratificacin y el plano de aplanamiento condicionan directamente la forma de los pliegues, si el ngulo es prximo a los 90, pliegues simtricos si se aleja tendremos pliegues asimtricos y mientras ms se aleja son ms asimtricos.

PLIEGUE EN CHEVRONKnick es un trmino alemn para pliegues simtricos, de pequeo tamao cuyo radio de curvatura es nulo o muy pequeo, y cuyos flancos y planos axiales son planos. El material plegado siempre es anistropo, en general si trata de esquisto.Los pliegues pueden estar aislados o muy espaciados, hablamos entonces con frecuencia de microplegamientos en acorden (pliegue chevron) en los cuales se forman vacos triangulares entre dos estratos.

Knicks o Kink-Bands

Mecanismo del KnicksKNICK aislado puede formarse por desplazamiento siempre o por rotacin o por combinacin de estos mecanismos. Los Knick se originan con una anchura infinitesimal y se ensanchan progresivamente por migracin de las superficies axiales.

Mecanismo del Pliegue en Chevron Los estratos se deslizan unos sobre otros. Frmula para calcular el valor de este deslizamiento

Pero como no hay ruptura de los bancos el desplazamiento es menos importante en efecto estas charnelas provocan un deslizamiento en sentido inverso igual al arco BC entonces la cantidad total de deslizamiento es igual:

Dnde:e = Buzamiento = Longitud de los flancos del pliegueLos pliegues en chevron no tienen generalmente buzamiento superior a 60 PLIEGUES DESARMNICOSLos pliegues armnicos son aquellos en los que todas las capas se pliegan de igual manera siendo paralelas entre s, mientras que en los disarmnicos aparecen pequeos pliegues de arrastre en las capas ms plsticas, puesto que estn constituidos por capas ms duras (o competentes) y ms blandas (o incompetentes), presentando pliegues regulares en las capas duras, mientras que en las capas incompetentes se producen los despegues entre las diferentes capas duras.El pliegue desarmnico es aquel pliegue en el que los estratos no guardan paralelismo debido a contrastes de competencia. El ejemplo ms representativo de este tipo de pliegues es el pliegue diaprico o diapiro. (deformacin de la corteza en forma de cpula y de planta ms o menos circular, debida a un ascenso de rocas plsticas y poco densas (halitas, yesos y otras sales) que extruyen alterando la disposicin original de los materiales superpuestos.

PLIEGUE ARMNICO

PLIEGUE DESARMNICO

MICROPLIEGUES, MACROPLIEGUES Y FALLASMICROPLIEGUES.

Cuando las rocas estn afectadas por una esquistosidad, es decir por una deformacin continua importante, y cuando su litologa no es homognea, se forman pliegues. En funcin de la litologa estos pliegues pueden ser de todos los tipos, desde el pliegue por cizallamiento y flexin hasta el pliegue de flujo. Como la deformacin continua no preserva ningn elemento de la roca, sta se plegar totalmente y a todas las escalas. Es extremadamente frecuente encontrar pliegues de escala mtrica, decimtrica, centimtrica y milimtrica, que por comodidad se les denomina micropliegues por oposicin a las estructuras de mayores dimensiones. Generalmente los pliegues son tanto ms numerosos cuanto ms pequeo es el tamao de los mismos y cuanto ms delgadas sean las superficies planares replegadas. Es como si en una roca esquistosa y plegada, lo que es extremadamente frecuente, los micropliegues ms pequeos , incluso decimilimtricos, se hacen visibles; tenemos entonces una gran cantidad de micropliegues, cuyo estudio es indispensable. Si por el contrario se pliega una roca istropa, tal como por ejemplo calizas masivas, los micropliegues se desarrollarn mucho menos fcilmente y adems no sern viibles a no ser que las calizas estn microestratificadas.Cualquiera que sea el tipo de microplegamiento introduce siempre en la roca un eje B, que puede corresponder a una verdadera lineacin de microplegamiento, que es un elemento estructuralgico muy importante para todo anlisis microtectnico.

MICROPLIEGUES EN PELITAS

MACROPLIEGUES

Como es lgico suponer, los pliegues no son estructuras aisladas, sino que suelen darse en asociaciones o sea un anticlinal siempre viene acompaado de un sinclinal o viceversa compartiendo el mismo limbo es decir el flanco de un anticlinal es tambin de un sinclinal es por eso los pliegues aparecen asociados formando plegamientos. SERIES ISOCLINALESLos planos axiales de los pliegues que intervienen en la asociacin son paralelos.

ANTICLINORIOSLos planos axiales convergen hacia el centro de la Tierra, formando el conjunto una gran estructura anticlinal. Esta estructura es un anticlinal gigantesco que est compuesto de muchos pliegues menores, en una sucesin de anticlinales y sinclinales. Generalmente, estos anticlinorios tienen una magnitud que puede ir desde el tamao de una montaa hasta una cadena de montaas, y su anchura es o puede ser de varios kilmetros.

SINCLINORIOSLos planos axiales convergen hacia el exterior de la Tierra. Un sinclinorio, es un sinclinal gigantesco compuesto por muchos pliegues menores. Desde luego, este trmino no debe confundirse con geosinclinal.

RELACIN ENTRE FALLAS Y PLIEGUES: Los pliegues y las fallas son estructuras que se encuentran estrechamente ligadas tanto espacialmente como en su gnesis. Las relaciones entre estas estructuras pueden describirse de dos maneras principales: Las fallas son estructuras secundarias que se forman como respuesta al plegamiento, esto se debe cuando un conjunto de capas competentes se pliega por deformacin longitudinal y tangencial, en arcos externos de los pliegues se origina un estiramiento que puede dar lugar a la formacin de fallas normales, mientras que en los arcos internos se produce una compresin que puede originar fallas inversas. Esto debido a que las fuerzas siguieron actuando hasta superar el lmite de plasticidad de las rocas componentes hasta romperse.

Tambin se generan fallas en los planos de cizallamiento dentro de un plegamiento concntrico donde se produce plegamientos paralelos debido a que los esfuerzos elsticos en dicha capa plegada elsticamente son paralelos a su superficie: Tensin en el arco convexo y compresin en el arco cncavo.

CLASIFICACIN DE LOS PLIEGUES RELACIONADOS CON FALLAS Esta clasificacin est basada en aspectos de carcter geomtrico y cinemtica, y de hasta veces mecnico; estos se pueden clasificar en tres: PLIEGUES DE FLEXION DE FALLA (FAUL BEN FOLDS): Tambin llamados pliegues de rampa relleno (ramp-flat folds) son aquellos que se forman como resultado del movimiento de un bloque de falla a lo largo de la superficie de falla no planar, lo cual causa la flexin del bloque de falla y por lo tanto la deformacin del pliegue. Aunque por lo general se forman el bloque superior de la falla, pueden desarrollarse tambin en el bloque inferior o en ambos bloques. Este tipo de estructura se forma cuando una estructura se forma cuando la superficie de falla no es recta.

PLIEGUES DE PROPAGACION DE FALLA (FAULT-PROPAGATION FOLDS): Estos se forman contemporneamente a la propagacin de una falla en situacin de rampa a travs de una serie de estratos, de forma que el acortamiento da lugar a la formacin de un pliegue en zona prxima a su terminacin.

LOS PLIEGUES DESPAGADOS (DETACHMENT ODECOLLEMENT FOLDS)

Estos pliegues a diferencia de los pliegues de flexin o de propagacin de falla, no estn asociados con una rampa en la falla, sino que se forman en relacin con un cabalgamiento paralelo a las capas. Pueden generarse en la zona prxima a la terminacin de un cabalgamiento o bien en cualquier otra zona a lo largo del cabalgamiento si se produce una disminucin brusca en la cantidad de desplazamiento a lo largo del ste. Los pliegues despegados pueden estar limitados por un despegue inferior, por uno superior o por ambos. Estas estructuras se forman como un acomodo por problemas de espacio producto de un empuje de la falla o por la imbricacin de la misma. Este acomodo puede ser por la propagacin de la falla de desgarre o de separacin y este reacomodo se manifiesta a travs de anticlinales hacia arriba debido al escape del material en la misma direccin de formacin de estos anticlinales.

TIPOS DE PLIEGUES.

CONCLUSIONES Cuando las rocas adquieren cierta ductilidad pueden deformarse sin romperse, es decir sin fallarse, formndose los Pliegues. Las capas de las rocas pueden doblarse en pliegues de dos maneras: como resultado de la flexin transversal y por medio de la flexin longitudinal. Existen 4 tipos principales de plegamiento, pero son comunes las transiciones: (1) flexuras; (2) pliegues de flujo; (3) pliegues de cizalla; (4) pliegues debidos a movimientos verticales. Clasificamos a los pliegues, segn su morfologa, en pliegues: Ispacos, por flujo, por flexin y cizallamiento, por flexin y aplanamiento, en chevron y desarmnicos. Las fallas son estructuras secundarias que se forman como respuesta al plegamiento, esto se debe cuando un conjunto de capas competentes se pliega por deformacin longitudinal y tangencial. Los pliegues se clasifican en relacin a las fallas, en: Pliegues de flexin de falla, de propagacin de falla y despegados.

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GEOLOGA ESTRUCTURAL GRUPO N04: PLIEGUESGEOLOGA ESTRUCTURAL GRUPO N04: PLIEGUES