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Pliegue (geología)

En Grecia se encuentran pliegues formados por capas alternas de caliza y sílex. La caliza y el sílex se depositaron originalmente como capas planas en el fondo de una cuenca mar...

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En Grecia se encuentran pliegues formados por capas alternas de caliza y sílex. La caliza y el sílex se depositaron originalmente como capas planas en el fondo de una cuenca marina profunda. Estos pliegues fueron producidos por la deformación alpina .

En geología estructural , un pliegue es una sucesión de superficies originalmente planas, como estratos sedimentarios , que se doblan o curvan ( "pliegan" ) durante la deformación permanente . Los pliegues en las rocas varían en tamaño, desde arrugas microscópicas hasta pliegues del tamaño de montañas. Se presentan como pliegues aislados o en conjuntos periódicos (conocidos como trenes de pliegues ). Los pliegues sinsedimentarios son aquellos que se forman durante la sedimentación.

Los pliegues se forman bajo diversas condiciones de esfuerzo , presión de poros y gradiente de temperatura , como lo demuestra su presencia en sedimentos blandos , todo el espectro de rocas metamórficas e incluso como estructuras de flujo primarias en algunas rocas ígneas . Un conjunto de pliegues distribuidos a escala regional constituye un cinturón de pliegues , una característica común de las zonas orogénicas . Los pliegues se forman comúnmente por el acortamiento de capas existentes, pero también pueden formarse como resultado del desplazamiento en una falla no planar ( pliegue de curvatura de falla ), en la punta de una falla en propagación ( pliegue de propagación de falla ), por compactación diferencial o debido a los efectos de una intrusión ígnea de alto nivel, por ejemplo, sobre un lacolito .

Pliegues de bandas de kink en la cuenca Pérmica de Nuevo México, EE. UU.
Sinclinal de Rainbow Basin en la Formación Barstow cerca de Barstow, California.

Terminología de plegado

Modelo 3D de boceto de plegado

La bisagra de pliegue es la línea que une los puntos de máxima curvatura en una superficie plegada. Esta línea puede ser recta o curva. El término línea de bisagra también se ha utilizado para referirse a esta característica. [ 1 ]

Una superficie de pliegue vista perpendicularmente a su dirección de acortamiento se puede dividir en charnela y flancos ; los flancos son los lados del pliegue y convergen en la zona de charnela. Dentro de la zona de charnela se encuentra el punto de charnela, que es el punto de radio de curvatura mínimo (curvatura máxima) del pliegue. La cresta del pliegue representa el punto más alto de la superficie del pliegue, mientras que el valle es el punto más bajo. El punto de inflexión de un pliegue es el punto en un flanco donde la concavidad se invierte; en los pliegues regulares, este es el punto medio del flanco.

Flanco y bisagra

La superficie axial se define como un plano que conecta todas las líneas de bisagra de las superficies plegadas apiladas. Si la superficie axial es plana, se denomina plano axial y puede describirse en términos de rumbo e inclinación .

Los pliegues pueden tener un eje de pliegue . Un eje de pliegue "es la aproximación más cercana a una línea recta que, al moverse paralelamente a sí misma, genera la forma del pliegue". [ 2 ] (Ramsay 1967). Un pliegue que puede generarse mediante un eje de pliegue se denomina pliegue cilíndrico . Este término se ha ampliado para incluir pliegues casi cilíndricos. A menudo, el eje del pliegue coincide con la línea de charnela. [ 3 ] [ 4 ]

Características descriptivas

Tamaño plegado

Los pliegues menores se observan con bastante frecuencia en los afloramientos; los pliegues mayores rara vez se encuentran, excepto en los países más áridos. Sin embargo, los pliegues menores a menudo pueden proporcionar la clave para los pliegues mayores con los que están relacionados. Reflejan la misma forma y estilo, la dirección en la que se encuentran los cierres de los pliegues mayores, y su clivaje indica la orientación de los planos axiales de los pliegues mayores y su dirección de vuelco [ 5 ].

forma de pliegue

Pliegues en forma de chevrón, Irlanda

Un pliegue puede tener forma de chevrón , con ramas planas que se unen en un eje angular, como una cúspide con ramas curvas, como circular con un eje curvo o como elíptico con longitud de onda desigual .

tensión del pliegue

ángulos intermiembros

La firmeza del pliegue se define por el tamaño del ángulo entre los brazos del pliegue (medido tangencialmente a la superficie plegada en la línea de inflexión de cada brazo), llamado ángulo interlabio. Los pliegues suaves tienen un ángulo interlabio de entre 180° y 120°, los pliegues abiertos varían de 120° a 70°, los pliegues cerrados de 70° a 30°, y los pliegues apretados de 30° a 0°. [ 6 ] Las isoclinas , o pliegues isoclinales , tienen un ángulo interlabio de entre 10° y cero, con brazos esencialmente paralelos.

Simetría de pliegue

No todos los pliegues son iguales a ambos lados de su eje. Aquellos con flancos de longitud relativamente igual se denominan simétricos , y aquellos con flancos muy desiguales se denominan asimétricos . Los pliegues asimétricos generalmente tienen un eje que forma un ángulo con la superficie original desplegada sobre la que se formaron.

Orientación y convergencia

La vergencia se calcula en una dirección perpendicular al eje del pliegue.

Clases de estilo de deformación

Clasificación de pliegues de Ramsay por convergencia de isógonos de buzamiento (líneas rojas). [ 7 ]

Los pliegues que mantienen un espesor de capa uniforme se clasifican como pliegues concéntricos . Los que no lo hacen se llaman pliegues similares . Los pliegues similares tienden a mostrar un adelgazamiento de los flancos y un engrosamiento de la zona de charnela. Los pliegues concéntricos son causados ​​por la deformación debida al pandeo activo de las capas, mientras que los pliegues similares generalmente se forman por algún tipo de flujo de cizallamiento donde las capas no son mecánicamente activas. Ramsay ha propuesto un esquema de clasificación para pliegues que a menudo se utiliza para describir pliegues en perfil basándose en la curvatura de las líneas internas y externas de un pliegue y el comportamiento de las isogonas de buzamiento , las líneas que conectan puntos de igual buzamiento en superficies plegadas adyacentes: [ 8 ]

Tipos de pliegue

Un anticlinal en Nueva Jersey
Un monoclinal en el Monumento Nacional de Colorado
Plegado reclinado, fiordo del rey Oscar

Lineal

  • Anticlinal : lineal, los estratos normalmente se inclinan alejándose del centro axial, los estratos más antiguos se encuentran en el centro independientemente de la orientación.
  • Sinclinal : lineal, los estratos normalmente se inclinan hacia el centro axial, los estratos más jóvenes se encuentran en el centro independientemente de la orientación.
  • Antiforme : lineal, estratos que se inclinan alejándose del centro axial, edad desconocida o invertido.
  • Sinforme : lineal, estratos que se inclinan hacia el centro axial, edad desconocida o invertido.
  • Monoclinal : lineal, los estratos se inclinan en una dirección entre las capas horizontales a cada lado.
  • Recumbente: lineal, el plano axial del pliegue está orientado en un ángulo bajo, lo que da como resultado estratos volcados en un flanco del pliegue.

Otro

  • Cúpula : no lineal, los estratos se inclinan alejándose del centro en todas direcciones, los estratos más antiguos se encuentran en el centro.
  • Cuenca : no lineal, los estratos se inclinan hacia el centro en todas las direcciones, los estratos más jóvenes se encuentran en el centro.
  • Chevron : pliegue angular con ramas rectas y pequeñas charnelas.
  • Deslizamiento: típicamente monoclinal, resultado de la compactación diferencial o la disolución durante la sedimentación y la litificación.
  • Ptigmático: Los pliegues son caóticos, aleatorios y desconectados. Típico del plegamiento por deslizamiento sedimentario, las migmatitas y las zonas de despegue.
  • Parásito: pliegues de longitud de onda corta formados dentro de una estructura de pliegues de mayor longitud de onda, normalmente asociados con diferencias en el espesor de la capa [ 9 ].
  • Disarmónico: Pliegues en capas adyacentes con diferentes longitudes de onda y formas [ 9 ]

(Un homoclinal implica estratos que se inclinan en la misma dirección, aunque no necesariamente presenten plegamientos).

Causas del plegamiento

Los pliegues aparecen en todas las escalas, en todos los tipos de roca y en todos los niveles de la corteza terrestre . Su origen se debe a diversas causas.

Acortamiento paralelo a las capas

Pliegue en caja en la Formación La Herradura , Morro Solar , Perú

Cuando una secuencia de rocas estratificadas se acorta paralelamente a su estratificación, esta deformación puede acomodarse de diversas maneras: acortamiento homogéneo, falla inversa o plegamiento. La respuesta depende del espesor de la estratificación mecánica y del contraste de propiedades entre las capas. Si la estratificación comienza a plegarse, el estilo del pliegue también depende de estas propiedades. Las capas gruesas y competentes aisladas en una matriz menos competente controlan el plegamiento y, por lo general, generan pliegues de pandeo redondeados clásicos acomodados por la deformación en la matriz. En el caso de alternancias regulares de capas con propiedades contrastantes, como las secuencias de arenisca y lutita, normalmente se producen bandas de torsión, pliegues en caja y pliegues en chevrón. [ 10 ]

anticlinal de vuelco
Anticlinal de rampa
Pliegue de propagación de fallas

Muchos pliegues están directamente relacionados con fallas, asociadas a su propagación, desplazamiento y a la acomodación de las deformaciones entre fallas vecinas.

Plegado por flexión defectuoso

Los pliegues de flexión de falla se producen por el desplazamiento a lo largo de una falla no planar. En fallas no verticales, el bloque colgante se deforma para acomodar el desajuste a través de la falla a medida que avanza el desplazamiento. Los pliegues de flexión de falla ocurren tanto en fallas extensionales como de cabalgamiento. En la extensión, las fallas lístricas forman anticlinales de flexión en sus bloques colgantes. [ 11 ] En el cabalgamiento, los anticlinales de rampa se forman cuando una falla de cabalgamiento corta la sección de un nivel de despegue a otro. El desplazamiento sobre esta rampa de mayor ángulo genera el plegamiento. [ 12 ]

Plegado de propagación de fallas

Los pliegues de propagación de fallas o pliegues de punta se producen cuando el desplazamiento ocurre en una falla existente sin propagación adicional. Tanto en fallas inversas como normales, esto lleva al plegamiento de la secuencia suprayacente, a menudo en forma de monoclinal . [ 13 ]

Plegado desmontable

Cuando una falla de cabalgamiento continúa desplazándose por encima de un despegue planar sin que se produzca una mayor propagación de la falla, pueden formarse pliegues de despegue , típicamente de tipo cajón. Estos suelen aparecer por encima de un buen despegue, como en las montañas del Jura , donde el despegue se produce sobre evaporitas del Triásico medio . [ 14 ]

Plegamiento en zonas de cizallamiento

Pliegues de cizalla dextrales en milonitas dentro de una zona de cizalla , Cap de Creus.

Las zonas de cizalla que se aproximan a la cizalla simple suelen contener pliegues asimétricos menores, cuya dirección de vuelco coincide con el sentido general de la cizalla. Algunos de estos pliegues presentan líneas de charnela muy curvas y se denominan pliegues de vaina . Los pliegues en las zonas de cizalla pueden ser heredados, formados debido a la orientación de la estratificación previa a la cizalla o debido a la inestabilidad dentro del flujo de cizalla. [ 15 ]

Plegamiento en sedimentos

Los sedimentos depositados recientemente suelen ser mecánicamente débiles y propensos a la removilización antes de litificarse, lo que da lugar a plegamientos. Para distinguirlos de los pliegues de origen tectónico , estas estructuras se denominan sinsedimentarias (formadas durante la sedimentación).

Plegamiento de deslizamientos: Cuando se forman deslizamientos en sedimentos poco consolidados, suelen sufrir plegamientos, especialmente en sus bordes frontales, durante su emplazamiento. La asimetría de los pliegues de deslizamiento puede utilizarse para determinar las direcciones de paleopendientes en secuencias de rocas sedimentarias. [ 16 ]

Deshidratación: La rápida deshidratación de sedimentos arenosos, posiblemente desencadenada por la actividad sísmica, puede causar estratificación convoluta. [ 17 ]

Compactación: Los pliegues pueden generarse en una secuencia más joven por compactación diferencial sobre estructuras más antiguas, como bloques de falla y arrecifes . [ 18 ]

Intrusión ígnea

El emplazamiento de intrusiones ígneas tiende a deformar la roca circundante . En el caso de intrusiones de alto nivel, cerca de la superficie terrestre, esta deformación se concentra por encima de la intrusión y a menudo adopta la forma de plegamiento, como ocurre en la superficie superior de un lacolito . [ 19 ]

Plegado de flujo

Plegado por flujo: representación del efecto de una rampa que avanza sobre roca rígida en capas flexibles. Arriba: baja resistencia por la rampa: el espesor de las capas no se altera; Abajo: alta resistencia: las capas inferiores tienden a plegarse. [ 20 ]

La elasticidad de las capas de roca se denomina competencia : una capa o lecho de roca competente puede soportar una carga aplicada sin colapsar y es relativamente resistente, mientras que una capa incompetente es relativamente débil. Cuando la roca se comporta como un fluido, como en el caso de rocas muy débiles como la sal gema, o cualquier roca que esté enterrada a suficiente profundidad, suele mostrar plegamiento por flujo (también llamado plegamiento pasivo , porque ofrece poca resistencia): los estratos aparecen desplazados sin deformarse, adoptando cualquier forma que les impongan las rocas más rígidas circundantes. Los estratos simplemente sirven como marcadores del plegamiento. [ 21 ] Este plegamiento también es característico de muchas intrusiones ígneas y hielo glaciar . [ 22 ]

Mecanismos de plegado

El plegamiento de las rocas debe equilibrar la deformación de las capas con la conservación del volumen en una masa rocosa. Esto ocurre mediante varios mecanismos.

Deslizamiento flexivo

El deslizamiento flexional permite el plegamiento mediante la creación de un deslizamiento paralelo entre las capas de los estratos plegados, lo que, en conjunto, produce una deformación. Una buena analogía es doblar una guía telefónica, donde la conservación del volumen se logra mediante el deslizamiento entre las páginas.

El pliegue formado por la compresión de estratos rocosos competentes se denomina "pliegue de flexión".

Pandeo

Generalmente, se cree que el plegado se produce por el simple pandeo de una superficie plana y su volumen de confinamiento. El cambio de volumen se compensa mediante el acortamiento paralelo de las capas, lo que provoca un aumento de su grosor . El plegado bajo este mecanismo es típico de un estilo de pliegue similar, ya que los brazos adelgazados se acortan horizontalmente y las bisagras engrosadas lo hacen verticalmente.

Desplazamiento de masa

Si la deformación por plegamiento no puede ser compensada por un deslizamiento flexural o un acortamiento por cambio de volumen (pandeo), las rocas generalmente se apartan de la trayectoria de la tensión. Esto se logra mediante disolución por presión , una forma de proceso metamórfico, en la que las rocas se acortan disolviendo sus componentes en áreas de alta deformación y redepositándolos en áreas de menor deformación. Los pliegues generados de esta manera incluyen ejemplos en migmatitas y áreas con una fuerte foliación axial planar .

Mecánica del plegado

Los pliegues en la roca se forman en función del campo de esfuerzos en el que se encuentran las rocas y de la reología , o método de respuesta al esfuerzo, de la roca en el momento en que se aplica dicho esfuerzo.

La reología de las capas que se pliegan determina las características de los pliegues que se miden en el campo. Las rocas que se deforman con mayor facilidad forman muchos pliegues de longitud de onda corta y gran amplitud. Las rocas que no se deforman con tanta facilidad forman pliegues de longitud de onda larga y baja amplitud.

Implicaciones económicas

Industria minera

Trampa de petróleo anticlinal

Las capas de roca que se pliegan formando una bisagra necesitan acomodar grandes deformaciones en la zona de bisagra. Esto genera huecos entre las capas. Estos huecos, y especialmente el hecho de que la presión del agua es menor en ellos que fuera de ellos, actúan como desencadenantes de la deposición de minerales. A lo largo de millones de años, este proceso es capaz de acumular grandes cantidades de oligoelementos de grandes extensiones de roca y depositarlos en sitios muy concentrados. Este podría ser uno de los mecanismos responsables de la formación de vetas. En resumen, al buscar vetas de minerales valiosos, podría ser conveniente buscar rocas altamente plegadas, y esta es la razón por la que la industria minera está muy interesada en la teoría del plegamiento geológico. [ 23 ]

industria petrolera

Las trampas anticlinales se forman por el plegamiento de la roca. Por ejemplo, si una unidad de arenisca porosa cubierta con lutita de baja permeabilidad se pliega formando un anticlinal, puede crear una trampa de hidrocarburos , acumulándose petróleo en la cresta del pliegue. La mayoría de las trampas anticlinales se producen como resultado de la presión lateral, que pliega las capas de roca, pero también pueden ocurrir por la compactación de sedimentos. [ 24 ]

Véase también

Notas

  1. ↑ Fleuty, MJ (1964). "La descripción de los pliegues". Actas de la Asociación de Geólogos . 75 (4): 461– 492. doi : 10.1016/S0016-7878(64)80023-7 . ISSN 0016-7878 . 
  2. ↑ Davis, George H.; Reynolds, Stephen J. (1996). «Pliegues». Geología estructural de rocas y regiones . Nueva York: John Wiley & Sons. págs. 372–424 . ISBN  0-471-52621-5.Después de Donath, FA; Parker, RB (1964). "Pliegues y plegamiento". Boletín de la Sociedad Geológica de América . 75 ( 1): 45– 62. Bibcode : 1964GSAB...75...45D . doi : 10.1130/0016-7606(1964)75 [ 45:FAF ] 2.0.CO ; 2. ISSN 0016-7606 . 
  3. ^ Ghosh, Subir Kumar; Naha, Kshitindramohan (1997). Sengupta, Sudipta (ed.). Evolución de estructuras geológicas en escalas micro a macro . Saltador. pag. 222.ISBN​  0-412-75030-9.
  4. ↑ Park, RG (2004). «Eje de pliegue y plano axial» . Fundamentos de geología estructural (3.ª ed.). Routledge. p. 26. ISBN   0-7487-5802-X.
  5. ↑ Barnes, JW; Lisle, Richard J. (2013). "5 Mediciones y técnicas de campo". Cartografía geológica básica: 4.ª edición . John Wiley & Sons. pág. 79. ISBN  978-1-118-68542-6.
  6. ↑ Lisle , Richard J. (2004). «Plegamiento». Estructuras geológicas y mapas: 3.ª edición . Elsevier. pp. 33. ISBN  0-7506-5780-4.
  7. ↑ Price, Neville J.; Cosgrove, John W. (1990). «Figura 10.14: Clasificación de perfiles de pliegues mediante patrones de isógonos de buzamiento» . Análisis de estructuras geológicas . Cambridge University Press. pág. 246. ISBN  0-521-31958-7.
  8. ↑ Véase, por ejemplo, Park, RG (2004). «Figura 3.12: Clasificación de pliegues basada en diagramas de buzamiento» . Fundamentos de geología estructural (3.ª ed.). Routledge. pág. 31 y ss . ISBN   0-7487-5802-X.
  9. 1 2 Park, RG (2004). Fundamentos de geología estructural (3.ª ed.). Routledge. pág. 33. ISBN   978-0-7487-5802-9.
  10. ↑ Ramsay, JG; Huber, MI (1987). Las técnicas de la geología estructural moderna . Vol. 2 (3.ª ed.). Academic Press. p. 392. ISBN    978-0-12-576922-8Consultado el 1 de noviembre de 2009 .
  11. ↑ Withjack, MO; Schlische, RW (2006). «Modelos geométricos y experimentales de pliegues de flexión de falla extensionales» . En Buiter, SJH; Schreurs, G. (eds.). Modelado analógico y numérico de procesos a escala cortical . Vol. Publicaciones especiales 253. Geological Society, Londres. pp. 285–305 . ISBN   978-1-86239-191-8Consultado el 31 de octubre de 2009 .
  12. ↑ Rowland, SM; Duebendorfer, EM; Schieflebein, IM (2007). Análisis y síntesis estructural: un curso práctico de geología estructural (3.ª ed.). Wiley-Blackwell. p. 301. ISBN   978-1-4051-1652-7Consultado el 1 de noviembre de 2009 .
  13. ↑ Jackson, CAL; Gawthorpe, RL; Sharp, IR (2006). "Estilo y secuencia de deformación durante la propagación de fallas extensionales" (PDF) . Journal of Structural Geology . 28 (3): 519– 535. Bibcode : 2006JSG....28..519J . doi : 10.1016/j.jsg.2005.11.009 . Archivado del original (PDF) el 16 de junio de 2011. Recuperado el 1 de noviembre de 2009 .
  14. ↑ Reicherter, K.; Froitzheim, N.; Jarosinki, M.; Badura, J.; Franzke, H.-J.; Hansen, M.; Hübscher, C.; Müller, R.; Poprawa, P.; Reinecker, J.; Stackebrandt, W.; Voigt, T.; von Eynatten, H.; Zuchiewicz, W. (2008). «19. Tectónica alpina al norte de los Alpes» . En McCann, T. (ed.). La geología de Europa central . Sociedad Geológica, Londres. págs. 1233-1285 . ISBN  978-1-86239-264-9Consultado el 31 de octubre de 2009 .
  15. ↑ Carreras, J.; Druguet, E.; Griera, A. (2005). "Pliegues relacionados con zonas de cizalla" . Journal of Structural Geology . 27 (7): 1229– 1251. Bibcode : 2005JSG....27.1229C . doi : 10.1016/j.jsg.2004.08.004 . Archivado del original el 17 de agosto de 2012. Recuperado el 31 de octubre de 2009 .
  16. ↑ Bradley, D.; Hanson, L. (1998). "Análisis de paleopendientes de pliegues de deslizamiento en el flysch devónico de Maine" (PDF) . Journal of Geology . 106 (3): 305– 318. Bibcode : 1998JG....106..305B . doi : 10.1086/516024 . S2CID 129086677. Archivado del original (PDF) el 17 de julio de 2011. Recuperado el 31 de octubre de 2009 . 
  17. ↑ Nichols, G. (1999). "17. Sedimentos en rocas: procesos postdeposicionales" . Sedimentología y estratigrafía . Wiley-Blackwell. pág. 355. ISBN  978-0-632-03578-6Consultado el 31 de octubre de 2009 .
  18. ↑ Hyne, NJ (2001). Guía no técnica de geología, exploración, perforación y producción de petróleo . PennWell Books. pág. 598. ISBN  978-0-87814-823-3Consultado el 1 de noviembre de 2009 .
  19. ↑ Orchuela, I.; Lara, ME; Suarez, M. (2003). "Plegamiento productivo a gran escala asociado con intrusiones ígneas: Campo El Trapial, Cuenca Neuquina, Argentina" (PDF) . Resúmenes de la AAPG . Consultado el 31 de octubre de 2009 .
  20. ↑ Johnson, Arvid M.; Fletcher, Raymond C. (1994). «Figura 2.6» . Plegado de capas viscosas: análisis mecánico e interpretación de estructuras en roca deformada . Columbia University Press. pág. 87. ISBN  0-231-08484-6.
  21. ↑ Park, RG (1997). Fundamentos de geología estructural (3.ª ed.). Routledge. pág. 109. ISBN   0-7487-5802-X.Twiss , RJ; Moores, EM (1992). «Figura 12.8: Plegamiento por cizallamiento pasivo» . Geología estructural (2.ª ed.). Macmillan. pp. 241–242 . ISBN   0-7167-2252-6.
  22. ↑ Hudleston, PJ (1977). "Pliegues similares, pliegues recumbentes y tectónica gravitacional en hielo y rocas". Journal of Geology . 85 (1): 113– 122. Bibcode : 1977JG.....85..113H . doi : 10.1086/628272 . JSTOR 30068680 . S2CID 129424734 .  
  23. ↑ "Plegamiento geológico y presencia de minerales" .
  24. ↑ "Trampas de petróleo y gas - Educación energética" .

Lecturas adicionales

  • McKnight, Tom L.; Hess, Darrel (2000). «Los procesos internos: el plegamiento» . Geografía física: una apreciación del paisaje . Upper Saddle River, NJ: Prentice Hall. págs. 409-414 . ISBN  0-13-020263-0– vía Archive Foundation.
  • Pollard, David D.; Fletcher, Raymond C. (2005). Fundamentos de geología estructural . Cambridge University Press. ISBN 0-521-83927-0– vía Archive Foundation.
  • Ramsay, JG, 1967, Plegado y fractura de rocas : McGraw-Hill Book Company, Nueva York, 560 págs., ISBN 193066589X
  • Mark Peletier
  • Trampas de petróleo y gas